Méthodes pour l’évaluation et la prévention des risques accidentels · 2017. 6. 30. · les...

Meacutethodes pour lrsquoeacutevaluation et la preacuteventiondes risques accidentels

(DRA-006)

-12

Dispersion atmospheacuterique(Meacutecanismes et outils de calcul)

Ministegravere de lrsquoEcologie et du Deacuteveloppement Durable

Direction des Risques Accidentels

D eacute c e m b r e 2 0 0 2

INERIS-DRA-2002-25427

-12


INERIS

Ce document comporte 61 pages

DIRECTION DES RISQUES ACCIDENTELS


DISPERSION ATMOSPHERIQUE INERIS-DRA-2002-25427

161

Le preacutesent document forme un ensemble indissociable Il ne peut ecirctre utiliseacute que de maniegravere inteacutegrale

PAGE DE VALIDATION

DISPERSION ATMOSPHERIQUE

Reacutedaction initiale

Auteurs Qualiteacute Date Emargement

JC Couillet Ingeacutenieur Uniteacute PHEN 2002 Signeacute

Dans le cadre de la proceacutedure geacuteneacuterale qualiteacute de lrsquoINERIS et en respect du paragraphe 142 du manuelqualiteacute ce document a fait lrsquoobjet de relectures et drsquoun controcircle par des veacuterificateurs

Veacuterificateur final Qualiteacute Date Emargement

O Salvi Deacuteleacutegueacute scientifique 2002 Signeacute

Approbateur Qualiteacute Date Emargement

B Faucher Directeur DRA 2002 Signeacute

Autres personnes ayant participeacute agrave la relecture du document

Y MOUILLEAU

S DUPLANTIER

JM LACOME

E BERNUCHON


261


PREAMBULE

Le preacutesent document a eacuteteacute eacutetabli

au vu des donneacutees scientifiques et techniques disponibles ayant fait lrsquoobjet drsquounepublication reconnue ou drsquoun consensus entre experts

au vu du cadre leacutegal reacuteglementaire ou normatif applicable

Il srsquoagit de donneacutees et informations en vigueur agrave la date de lrsquoeacutedition du document le 30Septembre 2002

Le preacutesent document comprend des propositions ou recommandations Il nrsquoa en aucun caspour objectif de se substituer au pouvoir de deacutecision du ou des gestionnaire(s) du risque oudrsquoecirctre partie prenante


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TABLE DES MATIERES

1 OBJECTIF ET DOMAINE DrsquoAPPLICATION 4

11 OBJECTIF ET CONTEXTE 412 DOMAINE DrsquoAPPLICATION 4

121 Rappels succincts sur le pheacutenomegravene 5122 Deacutemarche observeacutee 5

2 MEacuteCANISMES PHYSIQUES 6

21 CONDITIONS DE REJET 6211 Etat physique initial du polluant 6212 Reacuteactiviteacute avec lrsquoatmosphegravere (stabiliteacute chimique) 6213 Cas particulier des particules 7214 Mode drsquoeacutemission 7215 Deacuteplacement du nuage 9216 Dilution du nuage - Entraicircnement drsquoair 10217 Echanges thermiques 13

22 CONDITIONS MEacuteTEacuteOROLOGIQUES 14221 Structure de lrsquoatmosphegravere 14222 Echelle des mouvements atmospheacuteriques 16223 Structure de la turbulence atmospheacuterique agrave petite eacutechelle 19224 Stabiliteacute atmospheacuterique et conditions meacuteteacuteorologiques 23

23 ENVIRONNEMENT 25231 Effets meacutecaniques 25232 Effets thermiques 31

3 MODEacuteLISATION 35

31 CONTEXTE 35311 Essais en grandeur reacuteelle 35312 Essais agrave eacutechelle reacuteduite 36313 Outils de calcul 36314 Deacutetermination des effets sur la santeacute humaine 37

32 MODEgraveLES NUMEacuteRIQUES 38321 Modegraveles gaussiens 38322 Modegraveles inteacutegraux 50323 Modegraveles tri-dimensionnels 54324 Avantages et inconveacutenients 57325 Autres types de modegraveles Modegraveles simplifieacutes 57

REacuteFEacuteRENCES 58


461


1 OBJECTIF ET DOMAINE DrsquoAPPLICATION

11 OBJECTIF ET CONTEXTE

Depuis lrsquoanneacutee 2000 le Ministegravere en charge de lrsquoEnvironnement (anciennement Ministegraverede lrsquoAmeacutenagement du Territoire et de lrsquoEnvironnement devenu Ministegravere de lrsquoEcologie etdu Deacuteveloppement Durable) finance un programme drsquoeacutetudes et de recherches intituleacutelaquo Recueil des meacutethodes utiliseacutees agrave lrsquoINERIS dans le domaine des risques accidentels raquo(DRA-006)

Lrsquoobjet de ce programme est de reacutealiser un recueil global formalisant lrsquoexpertise delrsquoINERIS dans le domaine des risques accidentels Ce recueil sera constitueacute de diffeacuterentsrapports consacreacutes aux thegravemes suivants les pheacutenomegravenes physiques impliqueacutes en situation accidentelle (incendie explosion

BLEVEhellip)

lrsquoanalyse et la maicirctrise des risques

les aspects meacutethodologiques pour la reacutealisation de prestations reacuteglementaires (eacutetude dedangers analyse critique)

Chacun de ces documents reccediloit un identifiant propre du type laquo-X raquo afin de faciliter lesuivi des diffeacuterentes versions eacuteventuelles du document

In fine ces documents deacutecrivant les meacutethodes pour lrsquoeacutevaluation et la preacutevention des risquesaccidentels constitueront un recueil des meacutethodes de travail de lrsquoINERIS dans le domainedes risques accidentels

12 DOMAINE DrsquoAPPLICATION

Le preacutesent rapport baptiseacute -12 preacutesente la deacutemarche adopteacutee par lrsquoINERIS pour lrsquoeacutetudede la dispersion atmospheacuterique un des sujets retenus dans le thegraveme laquo pheacutenomegravenesphysiques raquo citeacute ci-dessus

Il srsquoinscrit dans une deacutemarche de disseacutemination et de valorisation du savoir-faire delrsquoINERIS aupregraves des pouvoirs publics des industriels et du public


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121 RAPPELS SUCCINCTS SUR LE PHENOMENE

La dispersion atmospheacuterique caracteacuterise le devenir dans le temps et dans lrsquoespace drsquounensemble de particules (aeacuterosols gaz poussiegraveres) rejeteacutees dans lrsquoatmosphegravere

Lrsquoeacutemission drsquoun produit agrave lrsquoatmosphegravere peut revecirctir un caractegravere

soit chronique avec des eacutemissions agrave lrsquoatmosphegravere plus ou moins continues oupeacuteriodiques dans le temps Les rejets sont les sous-produits indeacutesirables de toute activiteacutehumaine par exemple les gaz deacutechappement des voitures les fumeacutees dusines dechauffages urbains ou toute forme de pollution diffuse (eacutemission de gaz issu dunedeacutecharge)

soit accidentel avec des eacutemissions agrave lrsquoatmosphegravere ponctuelles dans le temps nondeacutesireacutees comme la fuite dune cuve ou un deacutegagement de fumeacutees ducirc agrave un incendie

Ce rapport traite des meacutecanismes de dispersion atmospheacuterique en situation accidentelleDans ce cadre la connaissance des meacutecanismes de dispersion atmospheacuterique peutsrsquoappliquer dans plusieurs contextes

lors drsquoune eacutetude des dangers la reacutealisation drsquoune eacutetude de dispersion atmospheacuteriquepermet denvisager a priori agrave titre preacutevisionnel les risques potentiels drsquoune installationindustrielle

lors dun rejet accidentel la modeacutelisation de la dispersion atmospheacuterique permetdeacutevaluer les mesures agrave prendre en temps reacuteel

en situation post-accidentelle lrsquoanalyse des conditions de dispersion dans lrsquoatmosphegraverepeut permettre de mieux comprendre le deacuteroulement et les conseacutequences de cesaccidents

Il srsquoagit ici agrave la fois drsquoidentifier les meacutecanismes physiques intervenant dans la dispersionatmospheacuterique drsquoune substance et de preacutesenter les principales meacutethodes drsquoestimation de ladispersion atmospheacuterique drsquoun produit et en particulier celles relatives aux outils dereacutesolution numeacuterique

En amont agrave la modeacutelisation de la dispersion atmospheacuterique drsquoune substance il convientgeacuteneacuteralement de quantifier un laquo terme source raquo crsquoest-agrave-dire de caracteacuteriser le rejet de lasubstance eacutetudieacutee vers lrsquoair en termes de deacutebit tempeacuterature eacutetat physique Lrsquoeacutetude desmeacutecanismes physiques relatifs aux termes sources et lrsquoeacutetude des meacutethodes drsquoeacutevaluationassocieacutees nrsquoest pas traiteacutee dans ce document et doit faire lrsquoobjet drsquoun document speacutecifique

Ce rapport traite de la phase aval crsquoest-agrave-dire des meacutecanismes de dispersion atmospheacuteriqueet des outils de modeacutelisation associeacutes

122 DEMARCHE OBSERVEE

La deacutemarche adopteacutee pour le preacutesent rapport consacreacute agrave lrsquoeacutetude du pheacutenomegravene de lalaquo dispersion atmospheacuterique raquo est deacutecrite ci-apregraves

chapitre 2 Meacutecanismes physiques

chapitre 3 Modeacutelisation


661


2 MECANISMES PHYSIQUES

Les conditions de dispersion atmospheacuterique drsquoun produit vont deacutependre de plusieursparamegravetres

les conditions de rejet (nature du nuage de produit mode drsquoeacutemission)

les conditions meacuteteacuteorologiques (champ de vent de tempeacuterature)

lrsquoenvironnement (nature du sol preacutesence drsquoobstacles topographie)

Diffeacuterents processus dont lrsquoimportance relative deacutepend des conditions de rejet entrent enjeu et agissent simultaneacutement ou successivement Ces diffeacuterents meacutecanismes physiques sontpreacutesenteacutes dans cette partie

21 CONDITIONS DE REJET

211 ETAT PHYSIQUE INITIAL DU POLLUANT

Avant drsquoecirctre rejeteacutees dans lrsquoatmosphegravere les substances sont stockeacutees dans des citernes dessphegraveres des bouteilles des containers des fucircts Les substances peuvent se trouver sous laforme

drsquoun gaz (sous pression ou non)

drsquoun liquide (reacutefrigeacutereacute ou non)

drsquoun gaz liqueacutefieacute

Pour les deux derniers cas les rejets vont donner lieu agrave une eacutemission diphasique pouvantconduire agrave la formation drsquoune nappe

Pour diverses raisons ces produits peuvent ecirctre relacirccheacutes dans lrsquoenvironnement La rupturedu confinement va entraicircner des pheacutenomegravenes variables selon le produit consideacutereacute le type destockage lrsquoimportance et la position du point de rejet

212 REACTIVITE AVEC LrsquoATMOSPHERE (STABILITE CHIMIQUE)

Dans la plupart des cas les produits rejeteacutes sont des produits inertes ou stables (lemonoxyde de carbone par exemple) crsquoest-agrave-dire ne subissant pas ou peu detransformations ou drsquoalteacuteration drsquoorigine chimique en contact avec lrsquoatmosphegravere

Lorsque des produits reacuteactifs primaires (typiquement le dioxyde de soufre SO2 les oxydesdrsquoazote NOx) sont eacutemis les transformations chimiques sont geacuteneacuteralement neacutegligeacutees pourdes peacuteriodes drsquoeacutetude de lrsquoordre de quelques minutes voire quelques heures comme celapeut ecirctre le cas en risque accidentel1 Ces produits sont alors traiteacutes comme des produitsinertes ou stables

1 Dans le domaine du risque chronique les meacutecanismes de dispersion sont eacutetudieacutes sur des peacuteriodes de tempsplus grandes il devient alors neacutecessaire de prendre en compte ces transformations chimiques De la mecircmefaccedilon pour les polluants secondaires issus de la pollution primaire comme lrsquoozone et le benzegravene il convientde faire appel agrave des modegraveles munis de modules chimiques


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213 CAS PARTICULIER DES PARTICULES

Les produits eacutemis peuvent aussi se trouver sous forme de particules (poussiegraveres) Dans cecas il convient drsquoembleacutee de tenir compte de lrsquoinfluence des effets de la pesanteur pouranalyser les possibiliteacutes de deacutepocirct eacuteventuel

A cet eacutegard il est geacuteneacuteralement admis que lorsque les particules ont un rayon moyeninfeacuterieur agrave 5 m elles se comportent comme un gaz

En revanche les particules ayant un rayon supeacuterieur agrave 5 m sont soumises agrave la forcegravitationnelle non neacutegligeable [Hanna et al 1982b] La force gravitationnelle agit surces particules en mecircme temps que les autres forces de transport et de dispersion etlorsquelle devient preacutepondeacuterante la particule peut se deacuteposer sur le sol

214 MODE DrsquoEMISSION

Parmi les types de rejet agrave latmosphegravere on distingue les rejets instantaneacutes des rejetscontinus

a- Rejet instantaneacuteLa ruine consiste en la rupture totale du confinement entraicircnant un relacircchement immeacutediat etinstantaneacute de la totaliteacute du contenu

Les rejets de type instantaneacute sont principalement caracteacuteriseacutes par la quantiteacute eacutemise agravelrsquoatmosphegravere et la pression de la capaciteacute au moment de la rupture (eacuteclatement) Cettederniegravere peut ecirctre diffeacuterente de la pression de stockage dans certains cas

Lors dun rejet instantaneacute de gaz en labsence dobstacle de taille significative agrave proximiteacutelextension initiale du nuage est relativement isotrope2 Il en reacutesulte un volume gazeuxspheacuterique ou semi-spheacuterique si leacutemission a lieu au niveau du sol (voir la Figure 1)

Figure 1 Rejet instantaneacute drsquoun produit

2 Dont les proprieacuteteacutes physiques sont identiques dans toutes les directions de lrsquoespace


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b- Rejet continuLa fuite continue se produit agrave partir drsquoune conduite ou drsquoune cuve de stockage ou delrsquoeacutemission par une chemineacutee drsquoextraction

La fuite va principalement deacutependre des conditions de stockage au moment de la fuite maisaussi de la taille de la geacuteomeacutetrie et de la hauteur de lrsquoorifice de fuite

A partir de ces donneacutees il est possible drsquoestimer un terme-source (deacutebit vitessetempeacuterature du rejet)

Pour un rejet agrave partir drsquoun reacuteservoir le deacutebit varie geacuteneacuteralement dans le temps puisquedurant la vidange du reacuteservoir la quantiteacute de produit stockeacute diminuant la pression de fuitesatteacutenue dans le temps

Le panache est dans la plupart des cas de forme allongeacutee (voir la Figure 2)

Figure 2 Rejet continu drsquoun produit

c- Deacutetermination du type de rejetPlusieurs critegraveres permettent de diffeacuterencier les rejets instantaneacutes des rejets continus

Hanna [Hanna 1982a] propose de comparer la dureacutee deacutemission du rejet agrave la dureacutee detransfert La dureacutee de transfert est deacutefinie comme la dureacutee moyenne neacutecessaire au produitpour migrer de la source deacutemission vers le point consideacutereacute Cette dureacutee de transfert noteacutee tpeut ecirctre estimeacutee par le rapport

uxt

avec

x distance entre la source et le point consideacutereacute

u vitesse du nuage

Si la dureacutee du rejet est quatre fois supeacuterieure au temps de transfert au point drsquoobservation lerejet est agrave admettre comme continu [UIC 1995]

Drsquoautres modegraveles retiennent comme critegravere le ratio entre la largeur et la longueur du nuageSi ce ratio est plus grand qursquoune valeur limite le rejet est qualifieacute drsquoinstantaneacute [Witlox2000]


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215 DEPLACEMENT DU NUAGE

Plusieurs meacutecanismes participent au deacuteplacement et agrave la dilution du nuage avec uneintensiteacute diffeacuterente et variable selon lrsquoeacutevolution des caracteacuteristiques du nuage

pour des rejets de grande vitesse la quantiteacute de mouvement va ecirctre preacutedominante dansles premiers instants puis va ecirctre reacuteduite avec les effets drsquoentraicircnement de lrsquoair et dufrottement du sol

Tout rejet est eacutemis avec une certaine quantiteacute de mouvement deacutependant de sesconditions de stockage Ainsi plus la pression de stockage est grande plus la quantiteacutede mouvement du nuage est initialement importante

Pour un rejet continu non dirigeacute directement vers le haut ou vers le bas cette quantiteacutede mouvement va transporter le nuage de gaz vers lrsquoavant

Pour un rejet instantaneacute cette quantiteacute de mouvement est supposeacutee ecirctre distribueacutee toutautour du centre du nuage Elle participe donc agrave son expansion mais ne contribue pasde ce fait au deacuteplacement du nuage

Quand le nuage est en contact avec le sol ou atteint une couche drsquoinversion detempeacuterature (voir le chapitre 2245 Conditions drsquoinversion de tempeacuterature) lacomposante verticale de la quantiteacute de mouvement est transformeacutee en composantehorizontale ce qui se traduit par une augmentation de la largeur du nuage

si le nuage est plus dense que lrsquoair lrsquoeffet des forces de graviteacute est lrsquoeffet le plus fort

Si le nuage est plus lourd que lrsquoair il va srsquoeffondrer sur le sol ce qui va geacuteneacuterer de laturbulence entraicircner de lrsquoair et changer sa section transversale circulaire en une ellipsetronqueacutee Le sol exerce alors une force de frottement sur les zones du nuage qui sont encontact ce qui diminue la quantiteacute de mouvement du nuage (voir le chapitre2163 Densiteacute du gaz)

si le nuage au sol a une densiteacute suffisamment petite par rapport agrave celle de lrsquoair alors lenuage peut deacutecoller du sol

enfin la quantiteacute de mouvement va ecirctre perdue progressivement du fait delrsquoentraicircnement de lrsquoair et de lrsquoeacuteventuel frottement du nuage avec le sol et agrave mesure quela densiteacute devient proche de celle de lrsquoair lrsquoeffet lieacute agrave la turbulence atmospheacuteriquedevient le plus important entraicircnant en permanence de lrsquoair dans le nuage Le nuage estentraicircneacute par le vent


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216 DILUTION DU NUAGE - ENTRAINEMENT DrsquoAIR

Plusieurs sources de turbulence vont entraicircner de lrsquoair dans le nuage et le diluer

2161 QUANTITE DE MOUVEMENT INITIALE ndash JET TURBULENT

En fonction des conditions de stockage le nuage peut avoir une quantiteacute de mouvementimportante au deacutebut du rejet La diffeacuterence entre la quantiteacute de mouvement du nuage etcelle de lrsquoair environnant provoque une turbulence importante agrave lrsquoorigine drsquoun tauximportant drsquoentraicircnement drsquoair favorisant la dilution du rejet

On parle alors de jet turbulent Les caracteacuteristiques du jet deacutependent de la quantiteacute demouvement du gaz eacutemis

Lrsquoabsence de prise en compte de ce pheacutenomegravene peut conduire agrave une surestimation desvaleurs de concentration dans lrsquoatmosphegravere

2162 CISAILLEMENT DU CHAMP DE VENT

Si le nuage monte ou descend alors il cisaille le champ de vent horizontal La diffeacuterenceentre la quantiteacute de mouvement du nuage et de lrsquoair produit des tourbillons favorisant lemeacutelange de lrsquoair dans le nuage

2163 DENSITE DU GAZ

Gaz dense

Lorsque le gaz est plus dense que lrsquoair il est qualifieacute de laquo gaz lourd raquo Ce type de rejet estrencontreacute lors des fuites

drsquoun produit rejeteacute agrave tempeacuterature ambiante de masse volumique plus importante quecelle de lair (propane chlore phosgegravene)

drsquoun produit plus leacuteger que lair agrave tempeacuterature ambiante mais rejeteacute agrave une tempeacuteratureassez faible pour que sa masse volumique soit supeacuterieure agrave celle de lair Lors de sadispersion le nuage de gaz voit sa masse volumique diminuer du fait de sa dilution aveclair ambiant et de son reacutechauffement

drsquoun aeacuterosol La phase condenseacutee provoque par sa seule preacutesence une augmentationconsideacuterable de la masse volumique globale du meacutelange En outre le changement dephase intervenant lors de la dispersion avec lrsquoeacutevaporation des gouttelettes de liquidemaintient le nuage agrave une tempeacuterature voisine de la tempeacuterature deacutebullition du produitLa densiteacute du rejet reste de ce fait supeacuterieure agrave celle de lrsquoair A titre drsquoillustration crsquoestle cas de rejets de gaz liqueacutefieacutes tels lrsquoammoniac le chlore

de produits qui en reacuteaction avec lrsquoair vont engendrer par reacuteactions chimiques denouveaux produits qui augmentent plus ou moins localement la densiteacute du nuage(exemple du monoxyde dazote reacuteagissant avec loxygegravene de lair pour donner dudioxyde dazote plus dense que lair)

Lorsque la densiteacute du gaz rejeteacute est plus grande que celle de lrsquoatmosphegravere les forces degraviteacute influencent de faccedilon importante la dispersion du nuage

A proximiteacute du rejet la force de graviteacute est agrave lrsquoorigine drsquoun mouvement drsquoensemble vers lesol et lrsquoexpansion verticale du nuage est reacuteduite En contact avec le sol le nuage se reacutepandpoursuit son effondrement ce qui favorise son deacuteveloppement transversal


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La dilution du nuage srsquoopegravere sur la face supeacuterieure du nuage et sur les faces lateacuterales Sur laface supeacuterieure les eacutechanges sont assureacutes par les mouvements de turbulence delrsquoatmosphegravere et gracircce agrave la turbulence induite par la diffeacuterence de vitesse entre lrsquoatmosphegravereet le nuage

Enfin il srsquoeacutetablit sur les faces lateacuterales du nuage une recirculation interne favoriseacutee parlrsquoeacutetalement du nuage au sol agrave mesure de son effondrement Ce comportement est illustreacute parla Figure 3 ci-apregraves avec la repreacutesentation de coupes drsquoisoconcentrations agrave 1 6 11 et16 relatives agrave la modeacutelisation de lrsquoessai ndeg18 de Thorney Island avec le modegravele Mercure -Gaz lourds [Riou 1989]


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Figure 3 Dispersion drsquoune bouffeacutee de gaz dense [Riou 1989]


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Gaz leacuteger

Lorsque le gaz est moins dense que lrsquoair il est qualifieacute de laquo gaz leacuteger raquo Ce type de rejetconcerne les fuites

drsquoun produit rejeteacute agrave tempeacuterature ambiante de masse volumique moins importante quecelle de lair (hydrogegravene)

drsquoun produit moins leacuteger que lair agrave tempeacuterature ambiante mais rejeteacute agrave une tempeacuteratureassez importante pour que sa masse volumique soit plus petite que celle de lair(exemple des fumeacutees drsquoincendie) Lors de sa dispersion le nuage de gaz voit sa massevolumique augmenter du fait de sa dilution avec lair ambiant et de son refroidissement

Si la densiteacute du gaz est suffisamment faible lrsquoeffet des forces drsquoArchimegravede3 est susceptiblede favoriser lrsquoascension du nuage de gaz

Si la vitesse ascensionnelle est suffisante le frottement des bords du nuage aveclrsquoatmosphegravere lors de lrsquoascension peut favoriser la dilution (apparition de turbulence sur lesbords du nuage) Enfin le cœur du nuage plus leacuteger que la peacuteripheacuterie peut srsquoeacutelever plusrapidement avec pour conseacutequence un accroissement de la surface de contact entrelrsquoatmosphegravere et le gaz Tous ces pheacutenomegravenes sont susceptibles de favoriser la dilution dunuage [Proust 1999]

Gaz neutre (ou passif)

Le gaz est qualifieacute de laquo gaz neutre raquo lorsque le gaz

nrsquoa pas de quantiteacute de mouvement

a la mecircme densiteacute que lrsquoair

a la mecircme tempeacuterature que lrsquoair

Ce type de rejet est rencontreacute lors des fuites drsquoun gaz de mecircme densiteacute que lrsquoair ou tregravesdilueacute quelle que soit sa densiteacute agrave lrsquoeacutetat pur

Le gaz neutre napporte aucune perturbation meacutecanique agrave leacutecoulement atmospheacuterique et vase disperser du fait de la seule action du fluide porteur lrsquoair Le deacuteplacement et la dilutiondu gaz vont alors deacutependre du vent et de la turbulence atmospheacuterique drsquoorigine meacutecaniqueou thermique

217 ECHANGES THERMIQUES

Outre les effets meacutecaniques les effets thermiques jouent un rocircle significatif sur la dilutionPour des gaz dont la tempeacuterature est tregraves diffeacuterente de celle de lrsquoair et du sol les eacutechangesthermiques vont acceacuteleacuterer la dilution par convection thermique

3 Les forces drsquoArchimegravede sont les forces de pression hydrostatiques qui srsquoexercent sur un corps placeacute dans unfluide et soumis au champ de pesanteur terrestre


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22 CONDITIONS METEOROLOGIQUES

Les pheacutenomegravenes meacuteteacuteorologiques agrave prendre en compte deacutependent de la dimension dudomaine eacutetudieacute Dans la majoriteacute des cas traiteacutes dans le domaine du risque industriellrsquoeacutechelle spatiale ne deacutepasse pas quelques kilomegravetres (au plus une dizaine) et celle de tempsquelques minutes agrave quelques heures Le suivi du nuage de polluant se fera alors dans lacouche limite atmospheacuterique

221 STRUCTURE DE LrsquoATMOSPHERE

Les proprieacuteteacutes de lrsquoatmosphegravere vont jouer un rocircle plus ou moins moteur dans la dispersiondrsquoun produit

Dans le cadre du risque accidentel les pheacutenomegravenes lieacutes agrave la dispersion drsquoun produit ne seproduisent que dans la couche infeacuterieure de lrsquoatmosphegravere dite couche limiteatmospheacuterique de quelques centaines de megravetres drsquoeacutepaisseur (au plus 1 agrave 2 km) dans laplupart des cas

Dans ce domaine il importe donc de connaicirctre en particulier la structure de lrsquoeacutecoulementdu vent et du champ des tempeacuteratures qui vont ecirctre caracteacuteriseacutes par deux paramegravetresfondamentaux

le gradient vertical de vitesse

le gradient vertical de tempeacuterature

Ces gradients vont particuliegraverement ecirctre influenceacutes principalement par deux meacutecanismesphysiques

drsquoune part les effets de frottement de lrsquoair sur le sol Ces effets deacutependent desconditions orographiques4 locales

drsquoautre part les eacutechanges de chaleur entre le sol et lrsquoatmosphegravere Ces eacutechanges vontvarier avec le cycle diurne les conditions meacuteteacuteorologiques et la nature du sol

4 Relatif agrave lrsquoagencement des reliefs terrestres


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Selon la localisation geacuteographique ces meacutecanismes vont ecirctre plus ou moins actifs et vontjouer sur lrsquoeacutepaisseur de la couche limite atmospheacuterique Celle-ci va deacutependre de la rugositeacutedu sol mais aussi de la meacuteteacuteorologie (ensoleillement neacutebulositeacute) Ainsi la couche limiteatmospheacuterique peut ecirctre deacutecomposeacutee en deux parties avec (voir la Figure 4) [Turbelin G2000]

Figure 4 Deacutecomposition de la couche limite atmospheacuterique

Une couche de surface dont lrsquoeacutepaisseur est de lordre de quelques dixiegravemes deleacutepaisseur de la couche limite atmospheacuterique (soit entre une centaine de megravetres les joursde vent fort et quelques megravetres les nuits claires et par vent faible)

La force de cisaillement et les flux de chaleur y sont supposeacutes quasiment constants enfonction de lrsquoaltitude Le principal moteur du flux radiatif est le rayonnement solaire

La distribution verticale de tempeacuterature (stratification thermique de lrsquoair) induit aussides mouvements verticaux des masses drsquoair chauffeacutees et refroidies agrave proximiteacute du sol

Le vent reacutesulte de lrsquoeacutequilibre entre les forces de pression5 et les forces de frottement(les effets de la force de Coriolis sont dans cette zone neacutegligeables) et de lastratification thermique de lrsquoair

5 Les forces de pression proviennent des inhomogeacuteneacuteiteacutes de pression dues agrave lrsquoeacutechauffement ineacutegal de lrsquoairElles sont perpendiculaires aux isobares et dirigeacutees des hautes pressions vers les basses pressions


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Le profil vertical de la vitesse du vent est perturbeacute du fait du frottement de lrsquoair sur lesol La preacutesence drsquoobstacles ou de discontinuiteacutes va modifier la trajectoire du vent Lacouche de surface est donc une zone agrave fort gradient de vitesse de ventAu sein de la couche de surface il est possible de distinguer dans la partie infeacuterieure lasous-couche rugueuse Lrsquoeacutepaisseur de cette zone varie de moins drsquoun megravetre (en mer) agravequelques dizaines de megravetres (dans les zones fortement urbaniseacutees) Du fait de lapreacutesence des eacuteleacutements de rugositeacute dans cette zone lrsquoeacutecoulement de lrsquoair est fortementturbulent non homogegravene et instationnaire Cette zone est souvent caracteacuteriseacutee par unerugositeacute globale homogegravene agrave une longueur relieacutee agrave la nature du recouvrement

Une couche dite de transition surmontant la preacuteceacutedente et seacutetendant jusquagrave la limitesupeacuterieure de la couche limite atmospheacuterique

La force de cisaillement et flux de chaleur y deacutecroissent avec lrsquoaltitude et deviennentneacutegligeables au sommet de la couche

Le champ de vent reacutesulte de lrsquoeacutequilibre entre les forces de pression6 les forces defrottement et la force de Coriolis7 ainsi que de la stratification thermique de lrsquoair Cettederniegravere provoque une rotation de la direction du vent agrave travers la couche (spiraledrsquoEkman) vers la direction du vent geacuteostrophique propre agrave lrsquoatmosphegravere libre

Plus haut en altitude dans lrsquoatmosphegravere libre les forces de frottement nrsquoont plusdrsquoeffet le vent reacutesulte uniquement de lrsquoeacutequilibre entre les forces de pression et la forcede Coriolis Le vent dit geacuteostrophique est uniforme horizontal et tregraves peu turbulent

Au niveau des reacuteseaux dobservation meacuteteacuteorologique ce sont les caracteacuteristiques du ventsynoptique qui sont disponibles Le vent synoptique est observeacute sur une zone consideacutereacuteecomme non influenceacutee par la topographie ou encore loccupation du sol Il caracteacuterise leflux atmospheacuterique de grande eacutechelle La vitesse du vent synoptique est mesureacutee agrave 10 m au-dessus de la surface du sol

222 ECHELLE DES MOUVEMENTS ATMOSPHERIQUES

La vitesse moyenne du vent joue deux rocircles dans le processus de diffusion lrsquoun dans letransport du produit lrsquoautre dans sa diffusion

La vitesse instantaneacutee du vent reflegravete la nature turbulente du vent Elle se deacutecompose en unepartie moyenne et une partie fluctuante (ou turbulente) aleacuteatoire

la vitesse moyenne est une quantiteacute qui traduit la laquo force raquo du vent en un point delrsquoespace sur des peacuteriodes de temps qui varient entre 10 minutes et une heure pour que lereacutesultat ne soit sensible ni aux fluctuations lentes ni aux variations rapides du vent


7 La force de Coriolis est perpendiculaire agrave la vitesse du vent orienteacutee vers sa droite dans lrsquoheacutemisphegravere Norddu fait de la rotation de la terre


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la partie fluctuante du vent est une fonction aleacuteatoire qui repreacutesente les fluctuationsturbulentes de la vitesse autour de sa moyenne Ces fluctuations sont deacutecritesstatistiquement (eacutecarts types densiteacutes spectrales par exemple)

Le vent est un eacutecoulement turbulent drsquoair constitueacute drsquoune multitude de tourbillons de taillesdiverses imbriqueacutes les uns dans les autres les petits eacutetant transporteacutes par les plus gros eux-mecircmes transporteacutes par le mouvement drsquoensemble

Lrsquoeacutecoulement de lrsquoair atmospheacuterique est donc constitueacute drsquoune large gamme drsquoeacutecoulementsinterdeacutependants caracteacuteriseacutes par des tailles allant du millimegravetre au millier de kilomegravetres[Crabol et al 1999]

Chaque pheacutenomegravene atmospheacuterique est identifieacute par son extension horizontale et par sadureacutee de vie (ces deux paramegravetres sont fortement correacuteleacutes)

De ce fait la vitesse du vent en un point donneacute de lrsquoespace preacutesente de fortes variationsplus ou moins irreacuteguliegraveres en termes drsquoamplitudes et de freacutequences diffeacuterentes

Les mouvements agrave grandes eacutechelles (eacutechelles synoptiques) ont une taille supeacuterieure agrave lacentaine de kilomegravetres Ces mouvements ont des peacuteriodes variant

de 1 an du fait des variations saisonniegraveres

agrave 4 jours avec les variations associeacutees aux perturbations qui traversent une reacutegiondonneacutee

et 24 heures eacutetant donneacutees les variations journaliegraveres et les pheacutenomegravenes thermiquesjour-nuit

Les mouvements agrave petites eacutechelles ont une taille infeacuterieure au kilomegravetre et ont une dureacuteede vie de quelques minutes au maximum (micro-eacutechelles) Ils sont lieacutes agrave la turbulence etsont geacuteneacutereacutes dans la couche limite atmospheacuterique par la preacutesence drsquoobstacles ou par larugositeacute des sols

A cette eacutechelle lrsquoeacutecoulement drsquoair turbulent est constitueacute drsquoune multitude de tourbillons detailles diffeacuterentes emporteacutes par le mouvement drsquoensemble8

_ Des mouvements de tailles intermeacutediaires (meso-eacutechelles) assurent la transition entre lespreacuteceacutedents Entre les petites et les meso-eacutechelles on distingue parfois des eacutechelles ditessub-meso

8 [Hunt (1992)] preacutecise qursquoil existe des laquo vortical eddies raquo qui sont des zones agrave fort rotationnel transporteacutees defaccedilon aleacuteatoire dans lrsquoeacutecoulement et des laquo structural eddies raquo qui sont des tourbillons plus localiseacutes lieacutes auxproprieacuteteacutes particuliegraveres de lrsquoeacutecoulement

En anglais le vocable laquo eddies raquo deacutesigne les structures tourbillonnaires lieacutees aux eacutecoulements turbulentstandis qursquoun autre vocable laquo vortex raquo deacutesigne de faccedilon plus geacuteneacuterale tous les mouvements de rotation defluides autour drsquoun axe central Cette distinction nrsquoa pas drsquoeacutequivalent en franccedilais ou dans les deux cas levocable laquo tourbillon raquo est utiliseacute


1861


Le Tableau 1 donne une correspondance approximative entre la taille moyenne desmouvements atmospheacuteriques les peacuteriodes qui leur sont associeacutees

Taille [km] 10-3 10-2 10-1 1 10 102 103 104

Peacuteriode 1 s 10 s 1 min 10 min 2 h 15 h 7 j 10 j

Echelles Micro-eacutechelles Meacuteso-eacutechelles Grandes eacutechelles

Tableau 1 Echelles des mouvements atmospheacuteriques [Atkinson 1995]

Parallegravelement une analyse spectrale permet de retrouver lrsquoeacutechelle des fluctuations delrsquoeacutecoulement de lrsquoair (voir la Figure 5) [Crabol1999]

Figure 5 Spectre eacutenergeacutetique de la vitesse du vent

Les pics du spectre montrent dans quelle mesure les tourbillons participent effectivement agravelrsquoeacutenergie turbulente On retrouve les tendances expliciteacutees preacuteceacutedemment avec

le pic relatif agrave une peacuteriode drsquoenviron 100 heures traduisant les variations de vitesse duvent associeacutees aux passages successifs de cyclones et drsquoanticyclones

le pic relatif agrave une peacuteriode drsquoenviron 12 heures traduisant lrsquoaugmentation de la vitessedu vent dans la journeacutee et sa diminution durant la nuit

le pic relatif agrave une peacuteriode comprise entre 10 s et 10 min traduisant la turbulence depetite eacutechelle

Pour lrsquoeacutetude de la dispersion de produits dans la couche limite atmospheacuterique seules lesinformations concernant la structure des mouvements de petites eacutechelles (micro-eacutechelles)sont pertinentes A cette eacutechelle la forme du spectre deacutepend fortement de la stratificationthermique de lrsquoatmosphegravere


1961


223 STRUCTURE DE LA TURBULENCE ATMOSPHERIQUE A PETITE ECHELLE

La turbulence atmospheacuterique agrave petite eacutechelle a deux origines distinctes

la premiegravere drsquoorigine laquo thermique raquo due agrave la distribution de tempeacuterature danslrsquoatmosphegravere

la seconde drsquoorigine laquo meacutecanique raquo geacuteneacutereacutee par le cisaillement du vent en contact avecle sol

Les conditions meacuteteacuteorologiques ne vont jouer que sur lrsquoaspect thermique de la turbulenceen influenccedilant le gradient vertical de tempeacuterature

2231 TURBULENCE DrsquoORIGINE THERMIQUE

Le meacutecanisme sous-jacent agrave la turbulence drsquoorigine thermique est le suivant Un volumedrsquoair eacuteleacutementaire deacuteplaceacute adiabatiquement9 vers le haut se deacutetend du fait de la baisse depression et par conseacutequent se refroidit

Lrsquoair sec se refroidit de 098degC pour une eacuteleacutevation de 100 m (gradient de lrsquoadiabatiquesegraveche) Lrsquoair satureacute en eau se refroidit de 055degC pour une eacuteleacutevation de 100 m (gradient delrsquoadiabatique satureacutee)

Lrsquoeacutevolution de la tempeacuterature de lrsquoatmosphegravere avec lrsquoaltitude peut srsquoeacutecarter de cesconditions (comme le montre la Figure 6)

si le gradient de tempeacuterature de lrsquoatmosphegravere est infeacuterieur au gradient thermique delrsquoadiabatique alors tout volume drsquoair deacuteplaceacute vers le haut a avant eacutequilibre thermiqueune tempeacuterature plus eacuteleveacutee que lrsquoair qui lrsquoentoure La masse volumique du volumeeacuteleacutementaire est plus petite que lrsquoair qui lrsquoenvironne et continue de ce fait de se deacuteplacervers le haut Lrsquoatmosphegravere favorise alors les deacuteplacements de gaz et peut ecirctre qualifieacuteedrsquoinstable

si le gradient de tempeacuterature de lrsquoatmosphegravere est supeacuterieur au gradient thermique delrsquoadiabatique alors tout volume drsquoair deacuteplaceacute vers le haut a avant eacutequilibre thermiqueune tempeacuterature plus petite que lrsquoair qui lrsquoentoure La masse volumique du volumeeacuteleacutementaire est plus importante que lrsquoair qui lrsquoentoure et tend agrave se deacuteplacer vers la bas agravesa position initiale Lrsquoatmosphegravere ne favorise alors pas les deacuteplacements de gaz et peutecirctre qualifieacutee de stable

9 Sans eacutechanges de chaleur avec lrsquoexteacuterieur


2061


0

50

100

150

200

250

300

-2 -15 -1 -05 0 05 1 15 2

Gradient thermique [degC]

Alti

tude

[m]

Adiabatique satureacutee

Adiabatique seacuteche

Atmosphegravere stable Atmosphegravere instable

Figure 6 Comparaison entre le gradient de tempeacuterature de lrsquoatmosphegravereet le gradient thermique de lrsquoadiabatique

Des pheacutenomegravenes drsquoinversion de tempeacuterature peuvent aussi survenir se traduisant par uneaugmentation de la tempeacuterature avec lrsquoaltitude puis une baisse

2232 TURBULENCE DrsquoORIGINE MECANIQUE

Lorsque le nuage est en contact avec le sol les effets de rugositeacute dus agrave la nature de lasurface creacuteent une zone de turbulence agrave lrsquointerface drsquoorigine meacutecanique

La notion de rugositeacute sous-entend que les eacuteleacutements (veacutegeacutetation) qui la deacutefinissent sontbeaucoup plus petits que la taille du nuage

Si ces eacuteleacutements sont de taille comparable agrave celle du nuage ils doivent ecirctre consideacutereacutescomme des obstacles qui geacutenegraverent des perturbations beaucoup plus importantes que laturbulence de petite eacutechelle (tourbillons zones de recirculations brise) Cet aspect esteacutetudieacute au chapitre 23 Environnement

2233 DEGRE DE STABILITE DE LrsquoATMOSPHERE

Nombre de Richardson [Richardson 1920]

Comme indiqueacute preacuteceacutedemment selon lrsquoimportance drsquoun type de turbulence par rapport agravelrsquoautre lrsquoatmosphegravere peut ecirctre stable neutre ou instable Le degreacute de stabiliteacute

atmospheacuterique peut ecirctre caracteacuteriseacute en comparant le gradient vertical de tempeacuterature z au

gradient de tempeacuterature adiabatique


2161


Cette comparaison srsquoeffectue geacuteneacuteralement au moyen du nombre de Richardson degradient qui integravegre agrave la fois le paramegravetre lieacute au gradient de tempeacuterature et celui lieacute agrave la

vitesse du vent 2i

zU

zgR

avec

0R i traduisant une atmosphegravere instable

0R i une atmosphegravere neutre

0R i une atmosphegravere stable

Longueur de Monin-Obukhov [Monin-Obukhov 1954]

La longueur de Monin-Obukhov permet aussi de qualifier lrsquoimportance relative de laturbulence meacutecanique et de la turbulence convective agrave une altitude donneacutee Elle est donneacuteepar

qkgTCU

L p3

avec

masse volumique de lrsquoair [kgm3]

U vitesse de frottement [ms] Cette vitesse est eacutegale agrave avec force de

cisaillement de vent au sol

Cp chaleur massique de lrsquoair agrave pression constante [JkgK]

T tempeacuterature de lrsquoair [K]

g constante de graviteacute [981 ms2]

k constante de Von Karman [04]

q flux moyen de chaleur dans la direction verticale [Wm]

Ainsi lorsque

q=0 L le gradient vertical de tempeacuterature est adiabatique

qlt0 Lgt0 le gradient vertical de tempeacuterature est positif et lrsquoatmosphegravere stable

qgt0 Llt0 le gradient vertical de tempeacuterature est neacutegatif et lrsquoatmosphegravere instable

La signification geacuteomeacutetrique de cette longueur est la suivante

agrave des altitudes tregraves petites devant L la turbulence meacutecanique preacutedomine

agrave des altitudes de lrsquoordre de L ou plus grandes la turbulence convective preacutedomine

Le rapport Lz indique lrsquoimportance relative de la turbulence meacutecanique et de la turbulence

convective agrave lrsquoaltitude z


2261


Classification de Pasquill

Une classification de la stabiliteacute atmospheacuterique peut ecirctre effectueacutee au travers des classes dePasquill [Pasquill 1974] qui varient de A agrave F de lrsquoatmosphegravere la plus instable agrave la plusstable

Les classes de stabiliteacute peuvent ecirctre associeacutees agrave des conditions meacuteteacuteorologiques donneacutees(voir le Tableau 2)

JOUR NUITVitesse duvent agrave 10 m

Rayonnement solaire incident Neacutebulositeacute

[ms] Fort Modeacutereacute Faible entre 48 et 78 lt38

lt2 A A-B B F F

2-3 A-B B C E F

3-5 B B-C C D E

5-6 C C-D D D D

gt6 C D D D D

Tableau 2 Classes de stabiliteacute de Pasquill

Il est aussi possible de relier la rugositeacute moyenne du terrain z0 et la longueur L aux classesde stabiliteacute de Pasquill (voir la Figure 7) [Lees]

Figure 7 Relation entre la longueur de Monin-Obukhov L et la rugositeacute z0

pour diffeacuterentes classes de stabiliteacute de Pasquill


2361


Enfin Doury fait appel agrave seulement deux classes de stabiliteacute

les conditions de diffusion normale (DN) Cette situation est celle existant le jour ou lanuit avec des vitesses de vent supeacuterieures agrave 3 ms

les conditions de diffusion faible (DF) Cette situation est celle existant la nuit avec desvitesses de vent infeacuterieures agrave 3 ms

224 STABILITE ATMOSPHERIQUE ET CONDITIONS METEOROLOGIQUES

2241 MECANISMES GENERAUX

Il est inteacuteressant drsquoexaminer les pheacutenomegravenes meacuteteacuteorologiques qui peuvent amenerlatmosphegravere agrave seacuteloigner des conditions dadiabatiques

Durant la journeacutee par temps clair la reacutepartition verticale des tempeacuteratures est proche deladiabatique ou supeacuterieure en raison du fort reacutechauffement du sol par le soleil Apregraves lecoucher du soleil le sol se refroidit rapidement et refroidit par rayonnement les tregraves bassescouches de latmosphegravere Par vents faibles le refroidissement peut gagner un niveau de plusen plus eacuteleveacute mais toutefois limiteacute agrave quelques centaines de megravetres au-dessus du sol ce quideacutetermine une stabiliteacute consideacuterable des basses couches de latmosphegravere Deux heures apregraveslaube environ la chaleur du soleil brise linversion

La capaciteacute qua le sol de perdre ou demmagasiner de la chaleur par rayonnement peut doncagir de faccedilon tregraves nette sur la reacutepartition verticale des tempeacuteratures Or les proprieacuteteacutes derayonnement du sol peuvent varier dans de larges limites suivant sa nature et sa couvertureveacutegeacutetale Les sols nus absorbent et perdent la chaleur rapidement Par contre les gains etpertes de chaleur se font de faccedilon modeacutereacutee pour les sols ougrave la veacutegeacutetation est dense ethumide Un sol couvert de neige par exemple est plus favorable agrave la formation et agrave lapersistance dinversions thermiques quune reacutegion verdoyante ou boiseacutee

La couverture nuageuse peut eacutegalement contribuer agrave la stabiliteacute des basses couches delatmosphegravere en interceptant le rayonnement solaire direct et diffus et en eacutemettant sonrayonnement propre de grandes longueurs dondes En particulier dans le cas dune couchenuageuse continue et basse le rayonnement de celle-ci peut neutraliser les effets de laturbulence dus au rayonnement du sol La Figure 8 illustre les meacutecanismes drsquoabsorptiondes rayonnements solaires dans la couche limite atmospheacuterique

Figure 8 Absorption du rayonnement solaire dans la couche limite atmospheacuterique


2461


La Figure 8 montre que les nuages reacutefleacutechissent 25 agrave 27 des rayons du soleil tandis quelrsquoatmosphegravere absorbe agrave elle seule 16 Environ 7 des radiations sont reacutefleacutechies parlrsquoatmosphegravere mecircme sans nuage Le reste (environ 50) va directement au sol ce dernier neretournant que 3 agrave 5 de ce qursquoil reccediloit

2242 CONDITIONS DE STABILITE NEUTRE

Par vent fort ou par vent modeacutereacute et ciel couvert

des transferts importants de quantiteacute de mouvement ont lieu dans la couche limiteatmospheacuterique

le gradient vertical de tempeacuterature z tend vers le gradient de tempeacuterature adiabatique

le nombre de Richardson est nul La stabiliteacute atmospheacuterique est qualifieacutee de laquo neutre raquo

Les rugositeacutes de surface telles que les arbres les bacirctiments les irreacutegulariteacutes topographiquesconditionnent alors notablement lrsquoeacutecoulement au voisinage du sol Dans ces conditions laturbulence produite est essentiellement drsquoorigine meacutecanique

Pour des vents faibles la turbulence drsquoorigine thermique preacutedomine va influencer defaccedilon appreacuteciable la stabiliteacute atmospheacuterique

2243 CONDITIONS DE STABILITE INSTABLE

Au cours drsquoune journeacutee ensoleilleacutee avec des vents faibles le sol srsquoeacutechauffe parrayonnement beaucoup plus rapidement que lrsquoair Le gradient de tempeacuterature verticalneacutegatif est infeacuterieur au gradient de tempeacuterature adiabatique Le nombre de Richardson estalors neacutegatif Des tourbillons convectifs apparaissent introduisant une instabiliteacute qui atendance agrave amplifier les mouvements verticaux La stabiliteacute atmospheacuterique est qualifieacuteelaquo drsquoinstable raquo

2244 CONDITIONS DE STABILITE STABLE

Au cours drsquoune nuit claire avec des vents faibles le sol se refroidit par rayonnement plusrapidement que les couches drsquoair adjacentes Le gradient de tempeacuterature vertical estsupeacuterieur au gradient de tempeacuterature adiabatique Les transferts turbulents sont faiblesparticuliegraverement dans la direction verticale Le nombre de Richardson est alors positif Dansces conditions lrsquoatmosphegravere est stable

2245 CONDITIONS DrsquoINVERSION DE TEMPERATURE

En fin de journeacutee agrave mesure que le soleil se couche le sol se refroidit plus rapidement queles couches drsquoair adjacentes A proximiteacute du sol le gradient de tempeacuterature vertical estsupeacuterieur au gradient de tempeacuterature adiabatique Par contre plus en altitude les couchesdrsquoair sont plus froides agrave mesure que lrsquoon srsquoeacutelegraveve (gradient de tempeacuterature vertical neacutegatifinfeacuterieur au gradient de tempeacuterature adiabatique) du fait des conditions rencontreacutees au coursde la journeacutee Lrsquoatmosphegravere est donc stable pregraves du sol et instable plus haut en altitude

En deacutebut de journeacutee agrave mesure que le soleil se legraveve le sol se reacutechauffe davantage et plusrapidement que les couches drsquoair adjacentes A proximiteacute du sol le gradient de tempeacuterature


2561


vertical est infeacuterieur au gradient de tempeacuterature adiabatique Par contre plus en altitude lescouches drsquoair sont plus chaudes agrave mesure que lrsquoon srsquoeacutelegraveve (gradient de tempeacuterature verticalneacutegatif supeacuterieur au gradient de tempeacuterature adiabatique) du fait des conditions rencontreacuteesau cours de la nuit Lrsquoatmosphegravere est donc instable pregraves du sol et stable plus haut enaltitude

Ces deux derniegraveres situations sont qualifieacutees laquo drsquoinversion de tempeacuterature raquo

23 ENVIRONNEMENT

La dispersion atmospheacuterique drsquoun produit est influenceacutee par lrsquooccupation du sol agrave la foisdans le champ proche avec la preacutesence drsquoobstacles isoleacutes (bacirctiments industrielslotissements) mais aussi dans le champ lointain avec lrsquoexistence drsquoaccidentstopographiques (valleacutees falaises collines buttes ) Ces eacuteleacutements perturbent le champ devent de faccedilon meacutecanique

Par ailleurs les eacuteventuelles discontinuiteacutes de recouvrement du sol vont ecirctre agrave lrsquooriginedrsquoeffets thermiques propres agrave modifier le champ de vent avec la formation de meacutecanismesde brise

231 EFFETS MECANIQUES

Les obstacles et les accidents topographiques perturbent la trajectoire du vent et modifientles caracteacuteristiques moyennes et turbulentes de lrsquoeacutecoulement de lrsquoair Ces modificationssont naturellement fonction de la taille et de la forme des obstacles topographiquesrencontreacutes par le vent

Lorsque les irreacutegulariteacutes au sol sont de faible taille par rapport agrave celle du nuage lesperturbations qursquoelles engendrent affectent de faccedilon globale la dispersion du nuageLrsquohypothegravese drsquoun terrain ideacutealement plat et de rugositeacute uniforme est geacuteneacuteralement bienadapteacutee agrave cette probleacutematique

Dans le tableau ci-apregraves des valeurs de rugositeacute sont donneacutees pour quelques typescaracteacuteristiques de surface


2661


Deacutesignation courante Exemple Rugositeacute (m)

Terrain plat Aeacuteroport 003

Terrain agricole Plaine avec arbres disperseacutes 01

Zone dhabitat disperseacute Maisons eacuteparpilleacutees 03

Zone reacutesidentielle Sites industriels sans obstaclesimportants forecircts

1

Zone urbaine Ville sites industriels avebacirctiments importants

3

Tableau 3 Valeurs typiques de rugositeacute

Ceci eacutetant lorsque des obstacles de la taille du nuage existent que le recouvrement du solnrsquoest pas uniforme ou que la topographie est accidenteacutee les meacutecanismes de dispersion sontplus complexes et reacuteellement propres aux caracteacuteristiques du site

A titre drsquoillustration il est inteacuteressant drsquoanalyser la perturbation induite par ces eacuteleacutements surle champ de vent au travers de trois cas geacuteneacuteraux avec

un site preacutesentant un changement de rugositeacute

un site avec une topographie accentueacutee

un site avec un obstacle

2311 CHANGEMENT DE RUGOSITE

Si la nature du sol preacutesente une discontinuiteacute et que la hauteur de rugositeacute passebrusquement de la valeur z1 agrave z2 alors la structure du vent se trouve profondeacutementperturbeacutee en aval du changement de rugositeacute (voir la Figure 9) [Turbelin G 2000]

La perturbation engendreacutee est fonction de lrsquoimportance relative des longueurs z1 et z2 avantet apregraves la discontinuiteacute


2761


Figure 9 Ecoulement sur une surface agrave rugositeacute variable [Turbelin 2000]

Ainsi agrave lrsquoaval immeacutediat de la discontinuiteacute on va distinguer (voir la Figure 9)

une zone situeacutee loin de la surface dans laquelle les proprieacuteteacutes du vent sont toujoursrelieacutees aux paramegravetres caracteacuteristiques de la surface amont u1 et z1

une zone drsquoeacutepaisseur appeleacutee couche limite interne dans laquelle le profil desvitesses est affecteacute par la discontinuiteacute

Cette couche limite interne est constitueacutee

drsquoune zone drsquoeacutepaisseur situeacutee pregraves du sol appeleacutee sous-couche interne dans laquellelrsquoeacutecoulement est en eacutequilibre vis a vis des nouvelles conditions aux limites

drsquoune zone de transition dans laquelle les vitesses passent du profil amont (loin du sol)au profil de la sous-couche interne (pregraves du sol)

et sont des fonctions croissantes

Enfin loin en aval de la discontinuiteacute lrsquoeacutecoulement retrouve un eacutequilibre et les vitessessrsquoalignent sur les caracteacuteristiques de la surface en aval deacutependant de u2 et z2

2312 TOPOGRAPHIE ACCENTUEE

Un eacutecoulement qui aborde transversalement une colline subit une ascendance le long duversant au vent puis une descente le long du versant sous le vent Au niveau du sommetune zone de deacutepression et de survitesse se forme tandis qursquoau pied du versant au vent lrsquoairest ralenti (voir la Figure 10) [Turbelin G 2000]


2861


Le rapport entre la vitesse moyenne incidente et la perturbation de vitesse au sommet estappeleacute ldquorapport fractionnaire de survitesserdquo Ce paramegravetre est proportionnel agrave la pentemoyenne de lrsquoobstacle LH

Quand la pente est faible on distingue

une couche interne dans laquelle les perturbations sont principalement lieacutees auxtransferts turbulents

une couche externe dans laquelle ils sont neacutegligeables

et une zone de sillage situeacutee en aval de la topographie dans laquelle la turbulence estimportante

Si la pente ou la rugositeacute augmente fortement une zone de recirculation se forme au pied duversant au vent et modifie les valeurs des survitesses Pour certaines valeurs critiques durapport LH lrsquoeacutecoulement deacutecolle immeacutediatement apregraves le sommet puis se recolle en avalLa structure de lrsquoeacutecoulement dans la poche de deacutecollement est tregraves complexe et influencelrsquoensemble des caracteacuteristiques du vent

Figure 10 Ecoulement au-dessus drsquoune colline [Turbelin 2000]

Plus particuliegraverement srsquoagissant de la dispersion drsquoun panache de produit lrsquoexpeacuteriencepermet drsquoadmettre que

en atmosphegravere instable ou neutre le panache suit les variations du relief Cela revient agraveconsideacuterer qursquoen tout point de lrsquoaxe du panache la distance verticale est constanteeacutegale agrave la hauteur effective initiale du rejet

en atmosphegravere stable le panache reste horizontal et contourne le relief si la hauteur decelui-ci est supeacuterieure agrave la hauteur effective du rejet


2961


2313 OBSTACLE

La perturbation du champ de vent par la preacutesence drsquoobstacles isoleacutes (constructions haies)va deacutependre

de la geacuteomeacutetrie et des dimensions de lrsquoobstacle

de son eacutetat de surface

des caracteacuteristiques du vent incident

de lrsquoenvironnement proche

Figure 11 Ecoulement en preacutesence drsquoun obstacle isoleacute [Turbelin 2000]

La complexiteacute des eacutecoulements autour drsquoobstacles isoleacutes peut ecirctre illustreacutee par lrsquoeacutecoulementautour drsquoun bacirctiment de forme cubique (voir la Figure 11) [Turbelin G 2000]

au niveau des parois de lrsquoobstacle se forment des couches limites qui se seacuteparent et serattachent creacuteant des zones de recirculation

au niveau de la rencontre de lrsquoeacutecoulement deacutecolleacute et du sillage se forme une couchefortement cisailleacutee

au niveau de la face au vent se forme un eacutecoulement descendant qui agrave la rencontre dusol forme un rouleau tourbillonnaire Ce rouleau se deacuteplace en aval en contournantlateacuteralement lrsquoobstacle formant des tourbillons dit en ldquofer agrave chevalrdquo


3061


Relativement agrave la dispersion drsquoun produit on peut observer

1) en amont de lrsquoobstacle

lrsquoaccroissement de la concentration

lrsquoaugmentation du temps drsquoexposition

la preacutesence de zones de recirculation

2) en aval de lrsquoobstacle

la deacutecroissance de la concentration


la diminution de la largeur du nuage

lrsquohomogeacuteneacuteiteacute verticale de la concentration

La vitesse du vent et la densiteacute du gaz rejeteacute jouent des rocircles particuliegraverement importantsAinsi plus le vent est fort et le gaz leacuteger moins la preacutesence de lrsquoobstacle se fait sentir

Les meacutecanismes de dispersion peuvent ecirctre consideacutereacutes comme deacutegageacutes de lrsquoinfluence detout obstacle au sol agrave des distances supeacuterieures agrave 10 fois la dimension caracteacuteristique de cetobstacle dans la direction du vent ou agrave 25 fois perpendiculairement agrave cette direction agrave lafois dans le plan horizontal et dans le plan vertical (voir la Figure 12) [Hug 1975]

Figure 12 Influence drsquoun obstacle sur lrsquoeacutecoulement du vent [Hug 1975]

Pour un observateur eacuteloigneacute les turbulences induites par un bacirctiment proche de la sourceengendrent une dilution initiale du rejet agrave peu pregraves homogegravene dans le sillage de lrsquoobstacleLe rejet peut alors ecirctre consideacutereacute comme ayant des dimensions initiales non nulles delrsquoordre de celle de lrsquoobstacle

En termes de conseacutequences si le gaz rejeteacute avait eacuteteacute toxique en amont de lrsquoobstacle lesconcentrations sont plus importantes et le temps drsquoexposition plus grand la situation seserait bien eacutevidemment aggraveacutee En aval de lrsquoobstacle la concentration est moinsimportante mais il faut souligner que lrsquoaugmentation du temps drsquoexposition ne permet pasde conclure agrave des effets de dose plus faibles dans tous les cas

Par ailleurs si le nuage deacuteborde sur les cocircteacutes de lrsquoobstacle il faut parfois redouter laformation de filets de nuage agrave forte toxiciteacute (la concentration en amont eacutetant plusimportante) de chaque cocircteacute de la zone du sillage de lrsquoobstacle


3161


Dans le cas drsquoun gaz explosible la preacutesence de lrsquoobstacle dans le champ tregraves proche faitchuter la concentration en aval de lrsquoobstacle ce qui risque drsquoaugmenter pour certains gazsensiblement le volume explosible agrave cette distance De plus le passage de lrsquoobstacle geacutenegravereune turbulence non neacutegligeable dans le nuage ce qui revient agrave le brasser Ces deuxconseacutequences peuvent dans de nombreux cas geacuteneacuterer une explosion pouvant ecirctre encoreamplifieacutee par la preacutesence de lrsquoobstacle

232 EFFETS THERMIQUES

Les meacutecanismes mis en eacutevidence dans ce chapitre sont relatifs aux pheacutenomegravenes dits debrise La deacutefinition qui en est donneacutee ci-apregraves est issue du Dictionnaire du climat ndashEditions Larousse - Troisiegraveme eacutedition 1986

Brise nf Vent agrave caractegravere local ou reacutegional et agrave alternance diurne qui seacutetablit agrave proximiteacutedes lacs des mers dans les reacutegions montagneuses pregraves des villes etc et qui reacutesulte desdiffeacuterences de tempeacuterature dans les basses couches de latmosphegravere

Le terme laquo brise raquo est utiliseacute agrave la fois comme un synonyme de laquo vent faible raquo et pourdeacutesigner un courant dorigine thermique Dans le premier cas il est surtout employeacute dans lanavigation maritime ougrave lon distingue en fonction de la force du vent cinq types de brisecorrespondant aux niveaux 2 agrave 6 de leacutechelle de Beaufort Dans la deuxiegraveme acception labrise (ou brise thermique) est un vent geacuteneacutereacute par un gradient de pression horizontal Cegradient reacutesulte des reacutechauffements et des refroidissements diffeacuterencieacutes des diversessurfaces (terre eau prairie forecirct immeubles) Ces contrastes thermiques deacutependent de lanature des surfaces etou de lexposition des reliefs au soleil Les littoraux les campagnesles montagnes et mecircme les villes peuvent ecirctre agrave lorigine de ces courants thermiques dontles deux plus importants sont les brises de terre et de mer (ou de lac) dites laquo briseslittorales raquo et les brises de valleacutee et de montagne dites laquo brises orographiques raquo

2321 INFLUENCE DE LA PRESENCE DUNE ETENDUE DEAU ndash PHENOMENES DE BRISELITTORALE

Au cours dune journeacutee la terre se reacutechauffe plus rapidement que la mer Sur la terre unebasse pression seacutetablit localement propice agrave un eacutecoulement dair de leacutetendue deau (merlac) vers la terre Ce pheacutenomegravene est appeleacute brise de mer (voir la Figure 13)

Air chaud montant Air froid descendant

Terre

Brise de mer

Figure 13 Meacutecanisme conduisant agrave une brise de mer


3261


La nuit cest le pheacutenomegravene inverse qui se produit La terre perd sa chaleur plus rapidementque la mer Un gradient de pression et de tempeacuterature seacutetablit lorsque la terre devient plusfroide que la mer Une zone de basse pression se creacutee alors sur la mer agrave lorigine duneacutecoulement dair de la terre vers la mer appeleacute brise de terre (voir la Figure 14)

Terre

Air froid descendant

Air chaud montant

Brise de terre

Figure 14 Meacutecanisme conduisant agrave une brise de terre

Au creacutepuscule il se produit souvent une peacuteriode calme les tempeacuteratures sur terre et sur mereacutetant plus ou moins eacutegales

La brise de terre est en geacuteneacuteral moins forte que la brise de mer du fait dune diffeacuterence detempeacuterature entre la terre et la mer moins importante la nuit

Leffet des brises de mer et de terre seacutetend sur quelques centaines de megravetres agrave quelqueskilomegravetres pregraves des cocirctes Les lacs engendrent parfois un pheacutenomegravene analogue mais avecune extension et une intensiteacute geacuteneacuteralement plus limiteacutees

Sous les latitudes tempeacutereacutees les brises apparaissent surtout en eacuteteacute lorsque le vent agrave leacutechellesynoptique ne les contrarie pas Lorsque ce vent souffle dans la mecircme direction que la briseon peut enregistrer une acceacuteleacuteration locale du vent (le vent reacutesultant eacutetant la somme desdeux flux)

2322 INFLUENCE DUNE PENTE ndash PHENOMENES DE BRISE DE PENTE

Le relief peut ecirctre agrave lorigine dun reacutegime de vent particulier dit brise de pente

La brise de pente est due agrave la diffeacuterence de tempeacuterature entre le sol inclineacute dun relief et lairlibre au mecircme niveau Durant le jour sous linfluence du rayonnement solaire le sol sereacutechauffe plus vite que lair libre Lair qui se trouve directement au contact du sol tend doncagrave seacutelever le long de la pente tandis que lair libre saffaisse cest la brise montante ouanabatique (voir la Figure 15)

Figure 15 Brise montante


3361


La nuit le sol refroidit lair qui se trouve en contact avec lui cet air devenu plus lourdseacutecoule le long de la pente cest la brise descendante ou catabatique (voir la Figure 16)

Figure 16 Brise descendante

2323 INFLUENCE DUNE VALLEE

Linfluence des valleacutees sur la circulation du vent est assez caracteacuteristique Plusieursmeacutecanismes interviennent sur les circulations locales du vent

Tout dabord les pheacutenomegravenes de brise de pente se retrouvent ici naturellement du fait de lanature mecircme des valleacutees (pentes de chaque cocircteacute)

Ainsi dans la journeacutee le fond des valleacutees et les versants directement exposeacutes au soleil(adrets) se reacutechauffent plus que les versants agrave lombre (ubacs) Lair proche du sol sereacutechauffe au contact des adrets et tend agrave seacutelever le long de ces pentes donnant naissance agraveun vent de pente ascendant ou anabatique

La nuit les pertes du sol par rayonnement infrarouge sont importantes Lair de surfacedevient plus froid et donc plus lourd que lair ambiant et il seacutecoule par graviteacute vers la valleacuteedonnant naissance agrave un vent de pente descendante ou catabatique (Voir la Figure 17)

Figure 17 Brises dans une valleacutee


3461


Les conditions locales (topographie forme des valleacutees exposition) jouent de faccediloneacutevidente un rocircle majeur dans lintensiteacute des brises orographiques

Ces meacutecanismes interagissent avec le champ de vent geacuteneacuteral A leacutechelle reacutegionale et localeles reliefs canalisent les flux et sont la cause dacceacuteleacuterations ou de ralentissements des ventsLinfluence du champ de vent geacuteneacuteral est maximale lorsquil souffle dans laxe de la valleacuteece qui accroicirct dailleurs sa vitesse du fait de la reacuteduction de la section de passage offerte agraveleacutecoulement par les limites de la valleacutee

Lorsque le champ de vent geacuteneacuteral a une direction perpendiculaire agrave laxe de la valleacutee soninfluence sur la brise est reacuteduite car sa vitesse dans la valleacutee est fortement reacuteduite


3561


3 MODELISATION

31 CONTEXTE

La dispersion atmospheacuterique drsquoun produit peut ecirctre eacutetudieacutee selon diffeacuterentes approches avec[Mouilleau 1991b]

la reacutealisation drsquoessais en grandeur reacuteelle

la simulation sur maquette (hydraulique ou aeacuteraulique)

lrsquoutilisation de codes de calcul matheacutematiques

Lrsquoemploi de modegraveles numeacuteriques pour lrsquoeacutevaluation de la dispersion atmospheacuterique drsquounproduit preacutesente de nombreux avantages par rapport agrave des expeacuterimentations la rapiditeacute deleacutetude et la possibiliteacute denvisager un grand nombre de cas

Toutefois les essais agrave grande eacutechelle ou sur maquette permettent aussi de connaicirctre lespheacutenomegravenes agrave modeacuteliser et par conseacutequent de participer au deacuteveloppement des outils decalcul

Ce chapitre preacutesente tout drsquoabord de faccedilon syntheacutetique lrsquoensemble de ces meacutethodes pour seconcentrer ensuite sur lrsquoutilisation des outils de calcul destineacutes agrave eacutevaluer la dispersionatmospheacuterique

311 ESSAIS EN GRANDEUR REELLE

Les essais en grandeur reacuteelle peuvent ecirctre reacutealiseacutes pour estimer la dispersion sur un sitedonneacute ou approfondir les connaissances sur certains meacutecanismes de dispersion

Drsquoune maniegravere geacuteneacuterale ces essais sont relativement coucircteux du fait de lrsquoimportance desmoyens dont il faut disposer (systegravemes drsquoacquisition de donneacutees systegravemes de rejetquantiteacutes de gaz agrave rejeter main drsquoœuvre site disponible pour la reacutealisation de ces essais) Aces contraintes il convient drsquoajouter lrsquoimpossibiliteacute de maicirctriser les situationsmeacuteteacuteorologiques

Des campagnes agrave caractegravere plus fondamental ont eacuteteacute faites pour lrsquoessentiel en GrandeBretagne (Porton Down Thorney Island Maplin Sands) et aux Etats Unis (China LakeDesert Tortoise) A titre drsquoillustration la campagne de Thorney Island repreacutesente 29 rejetsreacutealiseacutes pendant un an et demi Cette campagne a permis de collecter plus de 8 500 000mesures par essai recueillies par environ 200 capteurs de concentrations de vitesse detempeacuterature de pression [CCPS 1996 Lees]

Pour un certain nombre de ces sites de production EDF a reacutealiseacute des campagnes de traccedilageagrave lrsquohexafluorure de soufre (SF6) pour eacutevaluer lrsquoinfluence des conditions meacuteteacuteorologiques etdu relief sur la dispersion des gaz passifs

Enfin lrsquoINERIS a meneacute entre 1996 et 1997 des essais expeacuterimentaux destineacutes agrave mieuxappreacutehender la pheacutenomeacutenologie de la dispersion de lrsquoammoniac [Bouet 1999]


3661


312 ESSAIS A ECHELLE REDUITE

Les essais agrave eacutechelle reacuteduite se font geacuteneacuteralement sur une maquette placeacutee dans unesoufflerie ou une veine hydraulique Lrsquoeacutechelle de travail est en geacuteneacuteral de lrsquoordre du 150e

Pour repreacutesenter un pheacutenomegravene identique agrave ce que lrsquoon observait dans la reacutealiteacute il fautsrsquoassurer de la conservation de grandeurs adimensionnelles de faccedilon agrave garder le mecircmesystegraveme drsquoeacutequations pour les essais en grandeur reacuteelle et ceux agrave eacutechelle reacuteduite

313 OUTILS DE CALCUL

La modeacutelisation numeacuterique preacutesente a priori des avantages certains par rapport auxtechniques physiques que sont les essais in situ ou agrave eacutechelle reacuteduite

rapiditeacute de lrsquoeacutetude

possibiliteacute drsquoenvisager un grand nombre de situations

Lrsquoeacutevolution des outils numeacuteriques de dispersion srsquoest faite parallegravelement agrave la capaciteacute desordinateurs mecircme si certaines techniques de calcul sophistiqueacutees ont des origines assezanciennes

Les modegraveles numeacuteriques de dispersion peuvent se ranger par ordre de complexiteacute croissanteen trois principales familles

les modegraveles gaussiens

les modegraveles inteacutegraux

les modegraveles CFD (Computational Fluid Dynamics)

Globalement les deux premiers types drsquooutils srsquoattachent agrave modeacuteliser la dispersion agrave partirdrsquoeacutequations parameacutetreacutees et simplifieacutees Les temps de calcul sont courts de lrsquoordre de laminute Ils peuvent ecirctre mis en œuvre agrave partir drsquoun mateacuteriel informatique de type PC

La troisiegraveme famille reacutesout directement le systegraveme drsquoeacutequation deacutecrivant les meacutecanismesphysiques de la dispersion Les temps de calcul sont plus longs de lrsquoordre de lrsquoheure voirede la journeacutee Ce type drsquooutil fonctionne geacuteneacuteralement sous station de calcul

Les premiers modegraveles de dispersion utiliseacutes sur ordinateur sont de type Gaussien Leurorigine remonte aux travaux de Sutton (1932) de Pasquill (1961 1974) de Gifford (19611968) et en France de Le Quinio (1964 1975) et de Doury (1977 1986) Ces modegravelespermettent drsquoestimer la dispersion des gaz neutres ou passifs (de masse volumique tregravesproche de celle de lrsquoair)

Cette limitation srsquoest vite aveacutereacutee inacceptable pour bon nombre drsquoeacutetudes faisant intervenirdes gaz dont la masse volumique eacutetait sensiblement plus importante que celle de lrsquoair VanUlden reprit en 1974 une meacutethodologie deacutejagrave existante et creacutea le premier modegravele de typeinteacutegral appliqueacute agrave la dispersion des gaz lourds

Lrsquoaugmentation et la deacutemocratisation croissante des moyens de calcul ont permisdrsquoenvisager de reacutesoudre directement le systegraveme drsquoeacutequations qui reacutegit reacuteellement ladispersion du nuage Crsquoest ainsi que sont apparus depuis la fin des anneacutees 70 les modegraveles


3761


tridimensionnels permettant de simuler le comportement des nuages de gaz plus lourds quelrsquoair

Un domaine drsquoapplication maintenant en deacuteveloppement est lrsquointeacutegration de ces outils dansdes systegravemes de surveillance et de preacutevision en temps reacuteel

314 DETERMINATION DES EFFETS SUR LA SANTE HUMAINE

Les modegraveles deacuteterminent les lieux de lespace ougrave une concentration donneacutee est observeacutee Ilest donc possible en premiegravere approximation de ne sinteacuteresser quagrave la distance maximalesous le vent de la source ougrave une concentration donneacutee est atteinte

Toutefois drsquoune maniegravere geacuteneacuterale quel que soit le pheacutenomegravene consideacutereacute (dispersion dungaz toxique ou inflammable) les conseacutequences drsquoun accident industriel sont entre autresquantifieacutees en termes de distances limites en deccedilagrave desquelles il pourrait ecirctre observeacute deseffets sur la santeacute humaine irreacuteversibles et leacutetaux10

Pour cela dans le cas drsquoun rejet de gaz inflammable il faut appreacutecier

la distance ougrave est atteinte la limite infeacuterieure drsquoexplosibiliteacute (LIE)

celle ougrave est atteinte la limite supeacuterieure drsquoexplosibiliteacute (LSE)

ainsi que la masse de gaz inflammable (concentration comprise entre la LIE et LSE)

Lorsquune personne respire une atmosphegravere pollueacutee par un produit toxique les effetsauxquels on sinteacuteresse habituellement sont deacutefinis comme eacutetant lapparition (agrave faibleprobabiliteacute) de la leacutetaliteacute des malaises de la toux

Ces effets sont directement fonction de la concentration C et du temps t pendant lequel lesujet est exposeacute agrave cette concentration Les effets varient bien eacutevidemment selon que lapersonne est un enfant ou un vieillard ainsi quen fonction de son eacutetat de santeacute ou de sesfaculteacutes daccoutumance

Aussi les courbes dans un plan (C t) correspondant agrave un effet donneacute sont-elles eacutetablies pourune population repreacutesentative de lensemble des situations susceptibles de se produire

Dans le plan Log (C) Log (t) ces courbes sont assimilables agrave des droites et donc agrave effet Econstant la concentration et le temps se trouvent pratiquement lieacutes par une relation Cnt = E

Sur ces courbes les coordonneacutees dun point (C t) repreacutesentent

leacutechelon de concentration C

et le temps dapplication t de cet eacutechelon

neacutecessaires pour que leffet E se produise

Cet effet se produira degraves que Cnt E

En pratique lors dun accident un observateur nest jamais soumis agrave un eacutechelon deconcentration constant dans le temps et il y a donc lieu dinteacutegrer les apports de chacun despas de temps pendant lesquels la concentration est supposeacutee constante en calculant

10 Les seuils de reacutefeacuterence agrave retenir pour les installations classeacutees sont donneacutes dans lrsquoarrecircteacute du 22102004 paruau JO du 19122004


3861


I C t dtn ( )

Leffet se produira si I E

Les valeurs des variables E et n deacutependent agrave la fois du type drsquoeffet consideacutereacute (apparition agravefaible probabiliteacute de la leacutetaliteacute par exemple) et de la nature du produit toxique en cause

32 MODELES NUMERIQUES

321 MODELES GAUSSIENS

3211 GENERALITES

Un gaz passif va se disperser du fait de la seule action du fluide porteur lrsquoair (voir lechapitre 2163 Densiteacute du gaz) Le transport et la diffusion du gaz vont alors deacutependre duvent et de la turbulence atmospheacuterique drsquoorigine meacutecanique ou thermique

En consideacuterant la diffusion moleacuteculaire neacutegligeable11 la diffusion turbulente homogegravene etisotrope et un champ de vent uniforme dans lespace la concentration de produit estsupposeacutee suivre une distribution gaussienne le long des plans perpendiculaires agrave la directiondu rejet (voir la Figure 18)

Figure 18 Reacutepartition gaussienne de la concentration dans un panache de gaz passif [Turner 1970]

3212 DOMAINE DE VALIDITE

Le modegravele gaussien srsquoapplique aux rejets de gaz passifs le produit rejeteacute doit donc avoir

une densiteacute agrave peu pregraves eacutegale agrave celle de lair (ou bien il est tregraves dilueacute)

11 La diffusion moleacuteculaire de 103 agrave 104 infeacuterieure agrave la diffusion turbulente


3961


une tempeacuterature identique agrave celle de lair

une vitesse initiale relative nulle

De plus les modegraveles gaussiens srsquoappuient sur un champ de concentration tridimensionnelgeacuteneacutereacute par une source ponctuelle

La diffusion moleacuteculaire est neacutegligeacutee devant la diffusion turbulente la vitesse du vent doitdonc ecirctre drsquoau moins 1 agrave 2 ms Dans la plupart des cas le champ de vent est uniforme avecun profil vertical constant Des outils plus eacutelaboreacutes peuvent consideacuterer la variation de lavitesse du vent de la tempeacuterature de lrsquoair et de la densiteacute de lrsquoatmosphegravere avec lrsquoaltitudeUne couche drsquoinversion de tempeacuterature peut parfois aussi ecirctre prise en compte

La turbulence atmospheacuterique est prise en compte par lintermeacutediaire de classes de stabiliteacute(voir le chapitre 2233 Degreacute de stabiliteacute de lrsquoatmosphegravere)

Le terrain doit ecirctre homogegravene et plat puisque la preacutesence de reliefs dobstacles (mursbacirctimentshellip) introduirait des perturbations de leacutecoulement de lair importantes Aussi defaccedilon pratique les reacutesultats sont valables au-delagrave drsquoau moins 100 m depuis le point de rejet

Par ailleurs au-delagrave de distances de dispersion de lrsquoordre de la dizaine de kilomegravetres lesreacutesultats ne sont plus valables car drsquoautres pheacutenomegravenes de turbulence et de diffusiondoivent ecirctre consideacutereacutes

3213 METHODES DE RESOLUTION

Rejet instantaneacute

Dans le cas du rejet ponctuel et instantaneacute drsquoune masse de gaz M la concentration C du gazdans lrsquoatmosphegravere en un point (xyz) est de la forme

2z

20

2z

20

2y

20

2x

20

zyx2

3 2)zz(

exp2

)zz(exp

2)yy(

2)utxx(

exp)2(

M)tzyx(C

- C concentration [kgm3]

- M masse de produit libeacutereacute [kg]

-

0

0

0

zyx

coordonneacutees de la source de produit [m]

-

zyx

coordonneacutees du point ougrave lrsquoon calcule la concentration [m]

- u vitesse moyenne du vent [ms]

- t temps depuis lrsquoeacutemission du gaz

-

z

y

x

eacutecarts-types de la distribution gaussienne de la quantiteacute M de gaz par rapport agrave sa localisation agrave

lrsquoinstant t [m]


4061


- coefficient de reacuteflexion au sol12

Rejet continu ndash Modegravele laquo agrave bouffeacuteesraquo

Pour modeacuteliser un rejet continu il est possible de consideacuterer lrsquoeacutemission drsquoune succession derejets instantaneacutes qui eacutevolueront de faccedilon gaussienne

Le rejet de deacutebit en fonction du temps Q(t) peut se deacutecomposer en n rejets instantaneacutes demasse iM tels que

)tt(2

ttQM 1ii

i1ii

Le iegraveme rejet instantaneacute indiceacute i est eacutemis agrave lrsquoinstant ti et a une masse Mi La concentration Cdu gaz dans lrsquoatmosphegravere en un point (xyz) est alors de la forme

2iz

20

2iz

20ni

1i 2iy

20

2ix

2i0

iziyix2

3i

2)zz(

exp2

)zz(exp

2)yy(

2)tt(uxx

exp)2(

M)tzyx(C

- Mi Masse du iegraveme rejet instantaneacute [kg]


- n nombre de rejets instantaneacutes consideacutereacutes

- ti instant de fin drsquoeacutemission du iegraveme rejet [s]

- ti-1 instant de fin drsquoeacutemission du (i-1)egraveme rejet et deacutebut drsquoeacutemission du iegraveme rejet [s]

-

iz

iy

ix

eacutecarts-types de la distribution gaussienne du iegraveme rejet instantaneacute de masse Mi par

rapport agrave sa localisation agrave lrsquoinstant t [m]

- coefficient de reacuteflexion au sol

12 Un terme de reacuteflexion au sol peut ecirctre pris en compte pour modeacuteliser la capaciteacute de reacuteflexion oudrsquoabsorption du produit sur le sol lrsquoeau ou les veacutegeacutetaux De faccedilon eacutevidente ce pheacutenomegravene est plus ou moinsaccentueacute suivant la nature du produit et lrsquoenvironnement 0 absorption totale et 1 reacuteflexion totalepour un sol non poreux avec un produit ne pouvant reacuteagir avec ce sol ou la veacutegeacutetation (un gaz comme lrsquoair surdu beacuteton)


4161


Rejet continu ndash Modegravele laquo panache raquo

Si le rejet est continu (voir le chapitre 214 Mode drsquoeacutemission) et si la vitesse de vent estsuffisamment importante pour que le pheacutenomegravene de diffusion dans la direction du vent soitneacutegligeable devant le pheacutenomegravene de convection la concentration C du gaz danslrsquoatmosphegravere en un point (xyz) peut srsquoeacutecrire

2z

20

2z

20

2y

20

zy 2)zz(

exp2

)zz(exp

2)yy(

expu2Q)zyx(C

Calcul des eacutecarts types

Lrsquoutilisation des modegraveles gaussiens impose donc la deacutetermination des eacutecarts-types [Doury Hanna 1982b Pasquill 1974 Turner 1969]

A partir de campagnes de mesures sur des rejets de produits des formules ont eacuteteacute eacutetabliesdonnant la valeur des eacutecarts-types en fonction

de la distance drsquoeacuteloignement de la source de rejet (Pasquill Turner Briggs Hosker)

ou encore du temps de transfert (Doury)

Les eacutecarts types ont eacuteteacute caleacutes pour des rejets relativement importants agrave la source (auminimum de lordre de la tonne) et pour des distances de dispersion de lordre de la dizainede kilomegravetres au maximum

Les eacutecarts types de la loi gaussienne deacutependent

de la distance agrave la source ou de la dureacutee de transfert

des caracteacuteristiques de la structure de lrsquoatmosphegravere

et de la rugositeacute du site

Correacutelation de Pasquill-Turner

Les eacutecart-types de Pasquill ont eacuteteacute deacutetermineacutes pour les modegraveles laquo panache raquo agrave partir desmesures de laquo Prairies Grass raquo meneacutees en Grande Bretagne en 1960 Ces mesures ont eacuteteacutefaites sur un terrain plat bien deacutegageacute peu rugueux (de lrsquoordre de 3 cm)

En fonction des classes de stabiliteacute atmospheacuterique de Pasquill (voir le chapitre 2233Degreacute de stabiliteacute de lrsquoatmosphegravere) les valeurs des eacutecarts-types ont eacuteteacute formuleacutees enfonction agrave la distance de la source (valable pour des distances supeacuterieures agrave 100 m etinfeacuterieur agrave 10 km)

Les valeurs des eacutecarts types y et z proposeacutees par Pasquill correspondent agrave des dureacuteesdrsquoeacutechantillonnage de 10 minutes et une hauteur de source qui nrsquoexcegravede pas les premiegraverescentaines de megravetres

La relation pour calculer les eacutecarts type est de la forme

cxa b

Les valeurs de a b et c sont reporteacutees dans les tableaux suivants pour respectivement y etz (x y etz sont exprimeacutes en km)


4261


Stabiliteacute atmospheacuterique(Pasquill)

a b c

A 0215 0858

B 0155 0889

C 0105 0903

D 0068 0908

E 005 0914

F 0034 0908

0

Tableau 4 Coefficients relatifs agrave y


a b c

A 0467 189 001

B 0103 111 0

C 0066 0915 0

D 00315 0822 0

E si x lt 1 km 00232 0745 0

E si x gt 1 km 0148 015 -0126

F si x lt 1 km 00144 0727 0

F si x gt 1 km 00312 0306 -0017

Tableau 5 Coefficients relatifs agrave z

Correacutelation de Davidson

Pasquill est par ailleurs associeacute agrave drsquoautres auteurs (Turner Gifford) qui ont eacutetabli desformules plus ou moins proches Lrsquoune de ces formulations est celle de Davidson (90)

La relation de Davidson (90) pour estimer les eacutecarts types est de la forme

xcbxa log

Les valeurs de a b et c sont reporteacutees dans les tableaux suivants pour respectivement y etz (x est exprimeacute en km et y z en m)


4361



a b c

A 2096 08804 -0006902

B 1547 08932 -0006271

C 1033 09112 -0004845

D 6828 09112 -0004845

E 5105 09112 -0004845

F 3396 09112 -0004845


Stabiliteacute atmospheacuterique (Pasquill) a b c

A 4179 2058 02499

Pour plus de preacutecisions avec la classe Asi 010 lt x lt 045 km 3104 1773 01879


B 1098 1064 001163

C 6114 09147 0

D 3038 07309 -0032

E 2114 06802 -004522

F 1372 06584 -005367


Correacutelation de Briggs

Une autre correacutelation des eacutecarts types baseacutee sur les essais de Pasquill est celle de Briggs

La relation pour estimer les eacutecarts types est de la forme

xcbxa log



4461



y (m) z (m)

A 21000101220 xx x200

B 21000101160 xx x120

C 21000101110 xx 21000201080 xx

D 21000101080 xx 21001501060 xx

E 21000101060 xx 1000301030 xx

F 21000101040 xx 10003010160 xx

Tableau 8 Coefficients relatifs agrave y et z

Correacutelation de Doury

Les eacutecart-types de Doury ont eacuteteacute deacutetermineacutes agrave partir drsquoun grand nombre de donneacuteesexpeacuterimentales recueillies par Sandia Corporation en 1966

En fonction des classes de stabiliteacute atmospheacuterique de Doury (voir le chapitre 2233 Degreacutede stabiliteacute de lrsquoatmosphegravere) les valeurs des eacutecarts-types sont fonction du temps de transfertet de la stabiliteacute atmospheacuterique

La relation pour calculer les eacutecarts type est de la forme Kh

hy )tA(Kz

zz )tA(

Les valeurs de Ah Az Kh et Kz sont reporteacutees dans les tableaux suivants pourrespectivement y etz (t est exprimeacute en s et y z en m)

Diffusion normale (DN)

Ah AzTemps de transfert[s]

[m1ks] k= Kh ou Kz

Kh Kz

0 lt t lt 240 0405 042 0859 0814

240 lt t lt 3 280 0135 100 1130 0685

3 280 lt t lt 97 000 0135 200 1130 0500

97 000 lt t lt 508 000 0463 200 1000 0500

508 000 lt t lt 1 300 000 650 200 0824 0500

t gt 1 300 000 2 105 200 0500 0500

Tableau 9 Coefficients relatifs aux eacutecarts-types


4561


Diffusion faible (DF)


[m1ks] k= Kh ou Kz

Kh Kz

0 lt t lt 240 0405 020 0859 0500

240 lt t lt 97 000 0135 020 1130 0500

97 000 lt t lt 508 000 0463 020 1000 0500

508 000 lt t lt 1 300 000 650 020 0824 0500

t gt 1 300 000 2 105 020 0500 0500


3214 LIMITATIONS ET CORRECTIONS POSSIBLES

Deacutefinition des eacutecarts-types relativement agrave la structure turbulente de lrsquoatmosphegravere

La pertinence drsquoun modegravele gaussien deacutepend principalement drsquoune estimation correcte deseacutecarts-types

Les modegraveles de type gaussien ne donnent pas neacutecessairement tous les mecircmes reacutesultats dufait des diffeacuterentes approches retenues pour la deacutetermination des eacutecarts-types

Aussi certaines consideacuterations relatives agrave la caracteacuterisation de la turbulence atmospheacuteriquedoivent ecirctre gardeacutees en meacutemoire pour le choix de la parameacutetrisation des eacutecarts-types vis-agrave-vis du problegraveme eacutetudieacute

Ainsi le spectre de turbulence est deacutecrit par des formulations empiriques qui srsquoappuient surdes consideacuterations de similitude Les lois de similitude preacutevoient que lrsquoeacutenergie turbulenteaugmente avec la vitesse du vent Lorsque la vitesse du vent tend vers zeacutero la theacuteorie ditque la turbulence tend vers zeacutero

Neacuteanmoins les lois de similitude ne srsquoappliquent pas agrave des turbulences de grande eacutechelleMecircme si la vitesse du vent tend vers zeacutero une turbulence reacutesiduelle constitueacutee de bassesfreacutequences persiste dans lrsquoatmosphegravere Cette turbulence ne deacutepend pas de paramegravetreslocaux

De ce fait pour la turbulence de petite eacutechelle toutes choses eacutegales par ailleurs lorsque lavitesse du vent augmente lrsquoeacutenergie de meacutelange est plus importante mais en contre-partie ilfaut moins de temps pour atteindre un point donneacute Ces deux effets se compensent sur unedistance de transfert donneacutee la diffusion reste la mecircme quelle que soit la vitesse du ventAutrement dit lrsquoeacutecart-type de la reacutepartition du produit deacutepend de la distance de transfert etnon pas de la vitesse agrave laquelle est parcourue cette distance

Lorsque la turbulence de grande eacutechelle preacutedomine crsquoest-agrave-dire dans le cas de distances detransfert importantes (la diffusion de nuage de grandes dimensions est reacutegie par desstructures importantes) ou des situations de vent faible (la turbulence de petite eacutechelle estfaible) les eacutecarts-types deacutependent de ce fait de faccedilon eacutevidente du temps de transfert et nonde la distance


4661


Autrement dit pour les temps de transfert courts la turbulence de petite eacutechelle joue un rocirclenon neacutegligeable Par contre pour les temps de transfert importants la turbulence de grandeeacutechelle indeacutependante de la hauteur de rugositeacute devient dominante

Ainsi dans la direction horizontale le processus de diffusion comprend deuxpheacutenomegravenes [Bakkum 1997]

la diffusion relative du produit autour du centre de masse de la bouffeacutee (cas a)

la diffusion des centres de masse des bouffeacutees de produit (cas b)

Selon la dimension de la bouffeacutee les hautes et basses freacutequences du spectre de turbulenceseront ou non actives sur la dispersion de la bouffeacutee Par ailleurs lorsque la bouffeacutee estdans un champ turbulent de dimension comparable agrave celle de la bouffeacutee les deux processussont actifs (cas c)

Les eacutecarts-types sont fonction de la distance pregraves de la source et deacutependent uniquement dutemps de transfert loin de la source Pour des temps de transfert importants lrsquoeacutecart-typehorizontal devient indeacutependant de la stabiliteacute atmospheacuterique car la turbulence de grandeeacutechelle preacutevaut

Figure 19 Dispersion drsquoune bouffeacutee de produits transporteacutee par lrsquoair dans trois conditions de turbulence[Bakkum et al 1997]


4761


Dans la direction verticale la gamme des tourbillons concerne uniquement la petiteeacutechelle et les eacutecarts-types sont toujours fonction de la distance de transfert

Enfin il convient de souligner que lrsquoeffet de stabiliteacute sur les eacutecarts-types est moinsimportant dans la direction horizontale que dans la direction verticale

Deacutetermination des eacutecarts-types

Les formules des eacutecarts-types ont eacuteteacute eacutetablies sur la base de reacutesultats expeacuterimentaux Lesvaleurs des eacutecarts-types reflegravetent donc la dispersion pour un milieu de nature eacutequivalente ausite expeacuterimental Certaines corrections peuvent toutefois ecirctre apporteacutees Celles-ci sontdeacutecrites ci-apregraves

Temps drsquoobservation

Le temps drsquoobservation implicite du modegravele est celui qui a permis la deacutetermination desvaleurs des eacutecart-types Ainsi les correacutelations des eacutecarts-types supposent des dureacuteesdrsquoeacutechantillonnage de 10 minutes pour Pasquill et de 3 minutes pour Sutton

Pour des temps drsquoobservation plus longs la variabiliteacute du vent en vitesse et directionentraicircne une dispersion suppleacutementaire qui fait que le modegravele sur-estime la concentrationinteacutegreacutee sous le vent et sous-estime la largeur du panache

Il est par conseacutequent neacutecessaire drsquoeacutetudier les possibiliteacutes drsquointroduire a posteriorilrsquoinfluence des fluctuations agrave moyenne ou grande peacuteriode

Lrsquoeacutecart-type y est beaucoup plus sensible que z agrave lrsquoaccroissement des dureacuteesdrsquoeacutechantillonnage car les fluctuations lateacuterales du vent peuvent entraicircner surtout agrave une assezgrande distance de la source un balayage important du panache Cet effet estparticuliegraverement sensible par vent leacuteger dans le cas drsquoune atmosphegravere stable on observealors des fluctuations lateacuterales de grande peacuteriode

Doury propose une prise en compte de cette dispersion suppleacutementaire par une correctionsrsquoexprimant de la faccedilon suivante [UIC 1995]

24texp

0Tmax

0Tmax

0yT

yT

TT

C

C

avec

T la dureacutee drsquoobservation effective

T0 la dureacutee drsquoobservation de reacutefeacuterence (environ 01h)

t la dureacutee de transfert [h]

exposant sans dimension

Cmax concentration sous le vent


4861


Dureacuteedrsquoobservation [h]

Exposant sansdimension

0 agrave 01 0

01 agrave 1 050

1 agrave 4 040

4 agrave 24 025

24 agrave 0

Tableau 11 Facteur correctif relatif au temps drsquoobservation

Turner propose la correction suivante

kCC

0Tmax

Tmax

avec


T0 la dureacutee drsquoobservation de reacutefeacuterence (3 minutes)

k facteur correctif



Facteurcorrectif k

005 1

025 082

1 061

3 051

24 036


Source ponctuelle

Le modegravele gaussien considegravere une source drsquoeacutemission ponctuelle Dans le cas contraire il esttoutefois possible de se ramener agrave un ensemble de sources ponctuelles

Une source est ponctuelle si ses dimensions sont petites devant celles du nuage de gaz auxpremiers instants de lrsquoobservation consideacutereacutee Dans le cas drsquoune source non ponctuelle ilest possible drsquoadmettre que tout se passe comme si cette source eacutetait le reacutesultat de ladispersion drsquoune source ponctuelle placeacutee en amont de celle-ci


4961


Ceci revient agrave ajouter aux eacutecarts-types preacuteceacutedents un eacutecart-type tel que[UIC 1995]

21

ii

)2(

a

avec ai la dimension de la source dans la direction i

soit agrave retenir un eacutecart-type

212

i20ii )(

avec 0i eacutecart-type sans correction

Cette relation assure lrsquoeacutegaliteacute des quantiteacutes de matiegravere contenues dans le volume ia et labouffeacutee drsquoeacutecarts-types i en supposant une reacutepartition gaussienne de la matiegravere

Rugositeacute

Le modegravele gaussien traduit la preacutesence drsquoobstacles de la veacutegeacutetation sous la forme drsquounparamegravetre global de rugositeacute Les eacutecarts-types de Doury ont eacuteteacute caleacutes sur des terrains derugositeacute tregraves varieacutee Par contre les eacutecarts-types de Pasquill ont eacuteteacute deacutetermineacutes pour unerugositeacute de 3 cm

Pour tenir compte drsquoune valeur de rugositeacute diffeacuterente il srsquoagit de corriger lrsquoeacutecart-type dansla direction verticale z (certains modegraveles considegraverent aussi une modification des eacutecarts-types dans la direction horizontale)

Ainsi Turner propose la correction eacutetablie par Smith selon laquelle [Turner 1969] s

z xa avec x [km]

Coefficient a Coefficient s

RugositeacuteClasse destabiliteacute 1 cm 10 cm 1 m 1 cm 10 cm 1 m

A 0102 0140 0190 094 090 083

B 0062 0080 0110 089 085 077

C 0043 0056 0077 085 080 072

D 0029 0038 0050 081 076 068

E 0017 0023 0031 078 073 065

F 0009 0012 0017 072 067 058

Tableau 13 Facteur correctif relatif agrave la rugositeacute


5061


Le TNO propose la correction suivante [Bakkum 1997] p

0

0

0z

0z

zz

avec

220x530p (x en m)

0z la rugositeacute corrigeacutee

0z lrsquoeacutecart-type pour la rugositeacute

0z

0z lrsquoeacutecart-type pour la rugositeacute 0z +

Ces derniegraveres anneacutees des modegraveles gaussiens dits laquo de deuxiegraveme geacuteneacuteration raquo ont fait leurapparition sur le marcheacute Ce type de modegravele nutilise pas les classes de stabiliteacute comme cestle cas pour les modegraveles gaussiens traditionnels Ils sappuient sur une approximationeacutelaboreacutee de la turbulence atmospheacuterique faisant intervenir la vitesse de frottement lestransferts thermiques

Ainsi une formulation des eacutecarts-types a reacutecemment eacuteteacute deacuteveloppeacutee par lrsquoIPSN et seshomologues allemands Ce modegravele dit modegravele franco-allemand srsquoappuie sur une theacuteoriegeacuteneacuterale de la couche limite atmospheacuterique [Crabol 1999]

En ce qui concerne lrsquoeacutecart-type dans la direction horizontale il est baseacute sur desconsideacuterations de spectres eacutenergeacutetiques turbulents dans lrsquoatmosphegravere et leurs relations aveclrsquoeacutecart-type de la reacutepartition gaussienne (approche spectrale) Pour la diffusion dans ladirection verticale lrsquoapproche est fondeacutee sur lrsquohypothegravese que la turbulence et son eacutechelle detemps peuvent ecirctre deacutecrite en fonction de la vitesse de frottement de la vitesse deconvection et de la hauteur de la couche de meacutelange Cette parameacutetrisation a lrsquoavantage dene pas deacutependre de reacutesultats drsquoexpeacuteriences de dispersion speacutecifiques agrave un site donneacute

322 MODELES INTEGRAUX

3221 GENERALITES

Lorsque le rejet est tel qursquoil perturbe lrsquoeacutecoulement atmospheacuterique de lrsquoair lrsquoemploi drsquounmodegravele gaussien est inadapteacute Des meacutecanismes physiques non pris en compte par lesmodegraveles gaussiens doivent ecirctre consideacutereacutes tels

les effets de turbulence dynamique pour les rejets sous forme de jet agrave grande vitessedrsquoeacutemission

les effets de graviteacute pour les rejets de gaz lourds

les effets de flottabiliteacute pour les rejets de gaz leacutegers

Lrsquoemploi drsquoun modegravele inteacutegral permet de modeacuteliser ces meacutecanismes Ce type de modegravele estbaseacute sur les eacutequations de la meacutecanique des fluides dont le systegraveme drsquoeacutequations estsuffisamment deacutegeacuteneacutereacute pour permettre une reacutesolution rapide Cette simplification se traduitpar lrsquointroduction de paramegravetres repreacutesentant globalement les meacutecanismes non modeacuteliseacutesPour la modeacutelisation des nuages de gaz passifs (degraves leur rejet ou apregraves une dilutionsuffisamment importante) lrsquooutil inteacutegral utilise un modegravele gaussien


5161


Par ailleurs ces modegraveles comprennent dans la plupart des cas un module de calculpermettant de deacuteterminer le terme source de rejet en fonction des conditions de stockage duproduit et du type de rejet (rupture guillotine ruine du reacuteservoir eacutevaporation de flaque)[Mavrothalassitis 1995 Mouilleau 1991a Witlox 2000]


Dans ce type de modegravele la turbulence atmospheacuterique est prise en compte par lintermeacutediairede classes de stabiliteacute atmospheacuterique (voir chapitre 2233 Degreacute de stabiliteacute delrsquoatmosphegravere) de faccedilon agrave srsquoaffranchir drsquoune modeacutelisation lourde de la turbulence

Comme pour les modegraveles de dispersion passive le terrain est supposeacute homogegravene etideacutealement plat La preacutesence de reliefs dobstacles (murs bacirctimentshellip) introduirait desperturbations de leacutecoulement de lair complexes Les caracteacuteristiques du terrain sontdeacutefinies sous la forme drsquoune seule hauteur de rugositeacute pour toute la reacutegion du rejet

Le champ de vent est uniforme Dans la plupart des cas le profil vertical du vent est retenucomme constant Des outils plus eacutelaboreacutes peuvent consideacuterer la variation de la vitesse duvent de la tempeacuterature de lrsquoair et de la densiteacute de lrsquoatmosphegravere avec lrsquoaltitude Une couchedrsquoinversion de tempeacuterature peut parfois aussi ecirctre prise en compte

Comme pour les modegraveles gaussiens au-delagrave de distances de dispersion de lrsquoordre de ladizaine de kilomegravetres les reacutesultats ne sont plus valables car drsquoautres pheacutenomegravenes deturbulence et de diffusion doivent ecirctre consideacutereacutes


La mise au point des modegraveles de type inteacutegral passe

drsquoune part par la parameacutetrisation de certaines eacutequations de la meacutecanique des fluides etla seacutelection de meacutethodes numeacuteriques de reacutesolution

et drsquoautre part par le calage des paramegravetres introduits dans le systegraveme drsquoeacutequations

Chaque outil utilise une mise en eacutequation speacutecifique et qui lui est propre pour chacun desmeacutecanismes physiques modeacuteliseacutes (effets de graviteacute des gaz lourds effets dynamiques desjets turbulents)

Lrsquoapproche globale retenue par la plupart des outils inteacutegraux est preacutesenteacutee ci-apregraves defaccedilon syntheacutetique sachant que la mise en eacutequation des meacutecanismes consideacutereacutes pourra ecirctretrouveacutee dans les manuels theacuteoriques accompagnant la majoriteacute des logiciels de dispersion

Rejets instantaneacutes

Pour la modeacutelisation de la dispersion drsquoun rejet instantaneacute le modegravele suit le nuage dans sonensemble

Les reacutesultats donnent la position et les proprieacuteteacutes au centre du nuage agrave diffeacuterents instantsapregraves le rejet Le nuage est geacuteneacuteralement supposeacute avoir une section horizontale circulaire etune section transversale verticale circulaire si le nuage est eacuteleveacute et de forme elliptiquetronqueacutee si le nuage touche le sol et srsquoeffondre

Rejets continus


5261


Pour la modeacutelisation de la dispersion drsquoun rejet continu le modegravele considegravere un panachetotalement deacuteveloppeacute dans lequel le produit est encore en train drsquoecirctre rejeteacute

Les reacutesultats donnent les caracteacuteristiques des sections transversales situeacutees le long de lrsquoaxede ce panache (dimensions concentrations temps neacutecessaire pour atteindre la sectiondepuis le point de rejet)

La section transversale est geacuteneacuteralement consideacutereacutee comme circulaire si le nuage est eacuteleveacuteou elliptique si le nuage touche le sol et srsquoeffondre

Puisque la modeacutelisation drsquoun rejet continu est seulement valable apregraves que le panache sesoit totalement deacuteveloppeacute si le rejet est relativement court ou encore de dureacutee limiteacutee lemodegravele doit alors consideacuterer le deacuteveloppement partiel du panache et ajuster ses calculs defaccedilon adeacutequate

Rejets de dureacutee limiteacutee

La modeacutelisation des rejets de dureacutee limiteacutee considegravere ces rejets comme des rejetsinstantaneacutes crsquoest-agrave-dire comme une masse rejeteacutee au lieu drsquoun deacutebit de rejet

Toutefois il nrsquoest pas possible de preacutevoir agrave partir des donneacutees drsquoentreacutee si le rejet continu vaconduire ou pas agrave un panache totalement deacuteveloppeacute Aussi le modegravele commence toujourspar une modeacutelisation de rejet continu A chaque pas de temps apregraves lrsquoarrecirct du rejet il veacuterifiesi le nuage ne preacutesente pas au global les caracteacuteristiques drsquoun rejet instantaneacute Si tel est lecas il alors remplace le nuage continu par un nuage eacutequivalent circulaire instantaneacute Cetteapproche est qualifieacutee de quasi-instantaneacutee

Les nuages continus et instantaneacutes ont des formes tregraves diffeacuterentes Le passage vers uneapproche quasi-instantaneacutee peut conduire agrave des discontinuiteacutes dans les reacutesultats Laconcentration en un point donneacute peut de ce fait changer de faccedilon abrupte agrave lrsquoinstant duchangement Il est malgreacute tout possible de palier agrave ce problegraveme en utilisant des facteurs decorrection pour modifier les reacutesultats du modegravele continu en une faccedilon qui reflegravete lrsquoeacutetalementet lrsquoentraicircnement de la tecircte et de la queue du nuage

Deacuteplacement du nuage

Le deacuteplacement et le deacuteveloppement geacuteomeacutetrique du nuage sont calculeacutes en fonction de saquantiteacute de mouvement Plusieurs facteurs vont intervenir successivement ousimultaneacutement

quand le nuage est en contact avec le sol ou atteint une couche drsquoinversion lacomposante verticale de la quantiteacute de mouvement est transformeacutee en composantehorizontale ce qui se traduit par une augmentation de la largeur du nuage

si le nuage est plus lourd que lrsquoair il va srsquoeffondrer sur le sol ce qui va geacuteneacuterer de laturbulence entraicircner de lrsquoair et changer sa section transversale circulaire en une ellipsetronqueacutee Le sol exerce une force de frottement sur les zones du nuage qui sont encontact ce qui diminue la quantiteacute de mouvement du nuage

si un nuage au sol a une densiteacute suffisamment petite par rapport agrave celle de lrsquoair alors lenuage peut deacutecoller du sol


5361


la quantiteacute de mouvement va ecirctre perdue progressivement du fait de lrsquoentraicircnement delrsquoair et de lrsquoeacuteventuel frottement du nuage avec le sol Le nuage est par la suite entraicircneacutepar le vent

Dilution du nuage

Plusieurs sources de turbulence vont entraicircner de lrsquoair dans le nuage et le diluer Le modegraveleconsidegravere les sources de turbulence dues

agrave la quantiteacute de mouvement initiale

au cisaillement du champ de vent

agrave lrsquoeffondrement drsquoun nuage dense

agrave la turbulence atmospheacuterique

Chacun des meacutecanismes participe agrave la dilution du nuage avec une intensiteacute diffeacuterente etvariable selon lrsquoeacutevolution des caracteacuteristiques du nuage A chaque eacutetape de la dispersion lemodegravele eacutevalue les meacutecanismes actifs et calcule un taux drsquoentraicircnement drsquoair total

Concentration dans le nuage

Lrsquoair est entraicircneacute par les bords du nuage et se deacuteplace graduellement dans le corps dunuage

Le profil de concentration dans une section du nuage va changer avec le temps Le profil deconcentration varie de faccedilon franche dans les premiers instants de la dispersion pourprendre des variations reacuteguliegraveres et monotones au fur et agrave mesure que la dilution srsquoopegravere Leprofil de concentration tend ainsi vers une forme gaussienne lorsque la dispersion devientpassive

Certains modegraveles donnent comme reacutesultat de concentration une valeur moyenneacuteetemporellement au centre de graviteacute du nuage pour une hauteur fixeacutee ou encore agrave lamoyenne des concentrations agrave la verticale du centre de graviteacute Drsquoautres modegraveles pluseacutelaboreacutes fournissent lrsquoeacutevolution de la concentration au sein du nuage

3224 LIMITATIONS

La qualiteacute de ce type de modegravele est conditionneacutee en grande partie sur le choix etlrsquoeacutetablissement des paramegravetres utiliseacutes pour simplifier les eacutequations de la meacutecanique desfluides

Le calage et la validation de ces modegraveles repose sur la comparaison entre les concentrationsmesureacutees lors des campagnes drsquoessais (notamment Thorney Island) et les concentrationscalculeacutees par le modegravele Le nombre de campagnes drsquoessais nrsquoest malheureusement pas tregravesimportant et lrsquoaugmentation du nombre de paramegravetres dans ces modegraveles peut poser desdifficulteacutes de calage difficilement surmontables

Par ailleurs cette comparaison nrsquoest pas toujours aiseacutee puisque les calculs donnent uneseule valeur de concentration dans le nuage pouvant correspondre agrave une concentrationmoyenneacutee temporellement au centre de graviteacute du nuage pour une hauteur fixeacutee ou encoreagrave la moyenne des concentrations agrave la verticale du centre de graviteacute Lrsquoessai expeacuterimentalfournit par contre une valeur de concentration en un ou plusieurs points de lrsquoespace et dansle temps


5461


Enfin il faut souligner que des erreurs issues du code ougrave une mise en eacutequation desmeacutecanismes physiques non reacutealistes peuvent ecirctre masqueacutes par lrsquoutilisation de cesparamegravetres

323 MODELES TRI-DIMENSIONNELS

3231 GENERALITES

Les modegraveles numeacuteriques tri-dimensionnels permettent de simuler les rejets de gaz enprenant en compte lrsquoensemble des pheacutenomegravenes intervenant de faccedilon significative sur ladispersion qursquoils soient lieacutes agrave lrsquoatmosphegravere comme la turbulence thermique ou au sitecomme les obstacles ou le relief

Ces modegraveles srsquoattachent donc agrave reacutesoudre directement le systegraveme drsquoeacutequations physiques quigouverne la dispersion sans le deacutegeacuteneacuterer comme dans la deacutemarche des modegraveles de typeinteacutegral

Le systegraveme drsquoeacutequations du modegravele physique est composeacute de

la conservation de la quantiteacute de mouvement

la conservation de lrsquoeacutenergie

la conservation de la masse drsquoair

la conservation de la quantiteacute de produit

lrsquoeacutequation drsquoeacutetat du meacutelange gazeux

lrsquoeacutequation donnant la masse molaire du meacutelange

A ces eacutequations peuvent bien sucircr ecirctre ajouteacutees drsquoautres eacutequations afin de tenir compte delrsquohumiditeacute ou encore drsquoeacuteventuelles reacuteactions chimiques


Du point de vue theacuteorique la validation des modegraveles tridimensionnels est plus facile agrave faireque celle des modegraveles de type inteacutegral car les reacutesultats se preacutesentent sous la forme devariations spatio-temporelles des grandeurs physiques

La modeacutelisation tridimensionnelle apporte des informations qualitatives en plus desreacutesultats quantitatifs elle permet drsquoobserver tregraves facilement lrsquoeacutevolution du nuage que sesoit en perspective ou dans des coupes

Enfin drsquoautres grandeurs telles que la tempeacuterature la vitesse ou la pression peuvent serviraux validations


Plusieurs meacutethodes de reacutesolution existent et sont caracteacuteriseacutees par les diffeacuterents paramegravetres

le type de modegravele euleacuterien lagrangien preacute-processeurs meacuteteacuteorologiques

le scheacutema geacuteneacuteral de reacutesolution eacuteleacutements diffeacuterences ou volumes finis

les meacutethodes de reacutesolution locales gradient conjugueacute Gauss Seidelhellip

Modegraveles euleacuteriens


5561


Les modegraveles euleacuteriens sont baseacutes sur les eacutequations de la meacutecanique des fluides et dutransport des produits Pour reacutesoudre ces eacutequations en tenant compte de la turbulence lemodegravele doit deacutecomposer les composantes de la vitesse en la somme dune moyenne et defluctuations geacuteneacuterant ainsi de nouvelles inconnues Il faut alors de nouvelles eacutequationspour fermer le systegraveme Ces eacutequations correspondent agrave des hypothegraveses semi-empiriquesplus ou moins complexes qui repreacutesentent plus ou moins bien les pheacutenomegravenes physiques

Afin de reacutesoudre le systegraveme le modegravele doit discreacutetiser numeacuteriquement les eacutequations agravereacutesoudre Ceci se fait par lrsquointermeacutediaire drsquoun maillage qui peut ecirctre plus ou moinscomplexe De ce point de vue les modegraveles euleacuteriens diffegraverent eacutegalement suivant le scheacutemade reacutesolution numeacuterique qursquoils adoptent

eacuteleacutements finis Le maillage est deacutefini par des lignes de nœuds qui eacutepousent agrave unehomotheacutetie preacutes la forme du relief Le principal inconveacutenient des diffeacuterences finiesreacuteside dans le manque de souplesse dans le dessin du maillage

diffeacuterences finies Crsquoest la meacutethodologie la plus utiliseacutee essentiellement du fait de lafaciliteacute de mise en œuvre

volumes finis Cette meacutethode plus eacutelaboreacutee permet drsquoameacuteliorer la convergence et eacutevitela diffusion numeacuterique

Les grandeurs physiques sont deacutetermineacutees aux nœuds du maillage (sommets centre degraviteacute milieux des cocircteacutes des eacuteleacutements) Les diffeacuterences de taille et de forme deseacuteleacutements peuvent conduire agrave envisager diffeacuterentes repreacutesentations des pheacutenomegravenesphysiques Il est alors important de garder agrave lesprit que la maniegravere dont le maillage a eacuteteacuteconccedilu influe sur les reacutesultats

Il convient aussi de fixer correctement les conditions aux limites du maillage lentreacutee et lasortie des produits dans le domaine deacutefini Des conditions aux limites inadapteacutees peuventconduire agrave des reacutesultats erroneacutes voire aberrants

Enfin les meacutethodes de reacutesolution locale (reacutesolution des systegravemes lineacuteaires interpolations)jouent un rocircle important puisqursquoelles doivent minimiser les erreurs systeacutematiques ecirctrecompatibles les unes avec les autres et enfin ne pas avoir un coucirct de fonctionnementprohibitif

Modegraveles lagrangiens

Les modegraveles lagrangiens utilisent pour modeacuteliser le mouvement du fluide une approcheparticulaire la dispersion est eacutevalueacutee par le calcul de plusieurs milliers de trajectoires departicules partant drsquoune mecircme source Les concentrations sont alors donneacutees par sommationdu nombre de particules preacutesentes dans un volume donneacute Les particules sont supposeacuteesindeacutependantes et le modegravele neacuteglige donc les interactions entre les trajectoires des particulesce qui ne rend que partiellement compte du champ de turbulence

Par rapport aux modegraveles neacutecessitant un maillage lrsquoapproche lagrangienne eacutevite la diffusionartificielle initiale des sources ponctuelles dans la maille correspondante et les erreurs duesagrave la diffusion numeacuterique Elle permet de plus de nrsquoeffectuer les calculs que lagrave ougrave cela estneacutecessaire


5661


Couplage Euleacuterien-Lagrangien

Certains modegraveles choisissent de coupler ces deux approches un modegravele lagrangien estutiliseacute pour les environs proches de la source puis un modegravele euleacuterien prend le relaislorsque lrsquoon srsquoeacuteloigne de celle-ci Plus souvent encore le calcul de la meacuteteacuteo est confieacute agrave unmodegravele euleacuterien le calcul de la dispersion eacutetant alors effectueacute par un modegravele lagrangien

Preacute-processeurs meacuteteacuteorologiques

Lutilisation de classes de stabiliteacute est reacuteserveacutee aux modegraveles les plus simples ne permettantpas une prise en compte fine de lorographie comme les modegraveles gaussiens ou inteacutegrauxDes modegraveles plus eacutelaboreacutes peuvent deacuteduire la distribution du champ des vents par un calculou en faisant appel agrave un preacute processeur meacuteteacuteo Signalons que le calcul se fait en amont ducalcul de la dispersion Il est en geacuteneacuteral particuliegraverement complexe de reacutesoudre agrave la fois leseacutequations de la meacuteteacuteo et celles de la dispersion Ainsi toute modeacutelisation mettant en œuvredes logiciels tridimensionnels eacutelaboreacutes se deacutecompose en deux eacutetapes une premiegravere eacutetapequi calcule la meacuteteacuteo du site et une deuxiegraveme qui traite la dispersion

Il existe deux grands types de modegraveles meacuteteacuteorologiques qui interviennent en tant que preacuteprocesseur dans les logiciels tridimensionnels les modegraveles diagnostics et les modegravelespronostics

Modegraveles diagnostics

Les modegraveles diagnostics utilisent simplement des donneacutees meacuteteacuteorologiques afin de creacuteer unchamp de vent 3D par interpolation sous des contraintes de continuiteacute mais sans passer parla reacutesolution des eacutequations drsquoeacutecoulement Bien entendu cette meacutethode demande un nombrede donneacutees conseacutequent pour permettre une bonne correacutelation avec la reacutealiteacuteMalheureusement les donneacutees meacuteteacuteorologiques sur le site agrave eacutetudier ne sont pas toujoursdisponibles et les modegraveles diagnostics sont alors beaucoup moins performants

Modegraveles pronostics

Les modegraveles pronostics reacutesolvent directement les eacutequations de la meacutecanique des fluidesCertains modegraveles les modegraveles dits hydrostatiques font lrsquohypothegravese drsquoune pressionhydrostatique dans la direction verticale pour reacutesoudre les eacutequations Ainsi le calcul se faittotalement dans le plan horizontal et une eacutequation empirique permet de simplifier ladeacutetermination de la composante verticale Il faut toutefois preacuteciser que cette hypothegravesesemble difficile agrave utiliser dans le cas drsquoun relief important il faudra alors preacutefeacuterer lesmodegraveles meacuteteacuteorologiques non hydrostatiques qui reacutesolvent le systegraveme dans les troisdimensions


5761


324 AVANTAGES ET INCONVENIENTS

Les avantages des modegraveles tridimensionnels permettent de palier agrave de nombreuseslimitations identifieacutees pour drsquoautres types de modegraveles tels les modegraveles gaussiens ou lesmodegraveles inteacutegraux

le modegravele prend en compte la reacutealiteacute du terrain les obstacles mecircme pregraves de la source

il est permis une grande liberteacute de choix quant aux types de sorties que lon peutobtenir champ de concentrations en temps reacuteel pour quelques points particulierschamp de concentration dans tout lespace

Toutefois des inconveacutenients dans lrsquoemploi des modegraveles tridimensionnels subsistent tels

une mise en œuvre complexe due essentiellement agrave la lourdeur du systegraveme lui-mecircme

des temps de calcul longs (plusieurs heures voire plusieurs jours)

un mateacuteriel informatique important

325 AUTRES TYPES DE MODELES MODELES SIMPLIFIES

Cette appellation regroupe ici deux types de modegraveles les modegraveles dits laquo screening raquo et leslaquo Box models raquo ou modegraveles boicircte

Les laquo screening models raquo sont des modegraveles extrecircmement simplifieacutes qui utilisent de simplescorreacutelations ou des eacutequations lineacuteaires empiriques pour calculer la dispersion Ils ne peuventdonc pas servir dans lrsquoeacutetude drsquoun cas reacuteel si ce nrsquoest pour donner une premiegravereapproximation au stade de la preacute-eacutetude

Les laquo Box models raquo font eacutegalement partie des modegraveles numeacuteriques les plus simples Lazone de lrsquoatmosphegravere est assimileacutee agrave une boicircte dans laquelle les espegraveces sont meacutelangeacuteesinstantaneacutement et de faccedilon homogegravene

Les modegraveles simplifieacutes sont deacutetermineacutes agrave partir dextrapolations simples Lrsquoutilisateur doitdonc ecirctre conscient de la simpliciteacute des modegraveles simplifieacutes et ecirctre prudent quant agravelinterpreacutetation des reacutesultats obtenus


5861


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laquo Workbook of atmospheric dispersion estimates raquo

Public Health Service Publication ndeg999-Ap-26

Turbelin G (2000)

laquo Modeacutelisation de la turbulence atmospheacuterique en vue de lrsquoeacutetude du chargementaeacuterodynamique des structures soumises aux effets du vent raquo

Thegravese soutenue le 14 janvier 2000 agrave lrsquoUniversiteacute drsquoEvry ndash Centre drsquoEtudes de MeacutecaniquedrsquoIle-de-France


6161


UIC (1995)

laquo Cahier ndeg6 Dispersion atmospheacuterique raquo

Juin 1995 Edition Chimie Promotion

Witlox HWM [2000]

laquo PHAST 60 - Unified Dispersion Model - Consequence Modelling Documentation raquo

DNV

INERIS-DRA-2002-25427

-12


INERIS

Ce document comporte 61 pages

DIRECTION DES RISQUES ACCIDENTELS



161


PAGE DE VALIDATION











Y MOUILLEAU

S DUPLANTIER

JM LACOME

E BERNUCHON


261


PREAMBULE







361


TABLE DES MATIERES













461






BLEVEhellip)









561



















661





















761














861










uxt

avec


u vitesse du nuage




961














1061










2163 DENSITE DU GAZ

Gaz dense









1161





1261




1361


Gaz leacuteger

















1461















1561










1661















1761

















1861



Taille [km] 10-3 10-2 10-1 1 10 102 103 104












1961















2061


0

50

100

150

200

250

300

-2 -15 -1 -05 0 05 1 15 2


Alti

tude

[m]
















2161



vitesse du vent 2i

zU

zgR

avec






qkgTCU

L p3

avec









Ainsi lorsque










2261








lt2 A A-B B F F

2-3 A-B B C E F

3-5 B B-C C D E

5-6 C C-D D D D

gt6 C D D D D






2361













2461


















2561




23 ENVIRONNEMENT








2661







1


3











2761














2861













2961


2313 OBSTACLE












3061



















3161










Terre

Brise de mer



3261



Terre


Air chaud montant

Brise de terre











3361











3461






3561


3 MODELISATION

31 CONTEXTE















3661




















3761























3861


I C t dtn ( )





3211 GENERALITES









3961












2z

20

2z

20

2y

20

2x

20

zyx2

3 2)zz(

exp2

)zz(exp

2)yy(

2)utxx(

exp)2(

M)tzyx(C



-

0

0

0

zyx


-

zyx




-

z

y

x


lrsquoinstant t [m]


4061






)tt(2

ttQM 1ii

i1ii


2iz

20

2iz

20ni

1i 2iy

20

2ix

2i0

iziyix2

3i

2)zz(

exp2

)zz(exp

2)yy(

2)tt(uxx

exp)2(

M)tzyx(C






-

iz

iy

ix






4161




2z

20

2z

20

2y

20

zy 2)zz(

exp2

)zz(exp

2)yy(

expu2Q)zyx(C
















cxa b



4261



a b c

A 0215 0858

B 0155 0889

C 0105 0903

D 0068 0908

E 005 0914

F 0034 0908

0



a b c

A 0467 189 001

B 0103 111 0

C 0066 0915 0

D 00315 0822 0

E si x lt 1 km 00232 0745 0

E si x gt 1 km 0148 015 -0126

F si x lt 1 km 00144 0727 0

F si x gt 1 km 00312 0306 -0017





xcbxa log



4361



a b c

A 2096 08804 -0006902

B 1547 08932 -0006271

C 1033 09112 -0004845

D 6828 09112 -0004845

E 5105 09112 -0004845

F 3396 09112 -0004845



A 4179 2058 02499



B 1098 1064 001163

C 6114 09147 0

D 3038 07309 -0032

E 2114 06802 -004522

F 1372 06584 -005367





xcbxa log



4461



y (m) z (m)

A 21000101220 xx x200

B 21000101160 xx x120

C 21000101110 xx 21000201080 xx

D 21000101080 xx 21001501060 xx

E 21000101060 xx 1000301030 xx

F 21000101040 xx 10003010160 xx






hy )tA(Kz

zz )tA(




[m1ks] k= Kh ou Kz

Kh Kz

0 lt t lt 240 0405 042 0859 0814

240 lt t lt 3 280 0135 100 1130 0685

3 280 lt t lt 97 000 0135 200 1130 0500

97 000 lt t lt 508 000 0463 200 1000 0500

508 000 lt t lt 1 300 000 650 200 0824 0500

t gt 1 300 000 2 105 200 0500 0500



4561




[m1ks] k= Kh ou Kz

Kh Kz

0 lt t lt 240 0405 020 0859 0500

240 lt t lt 97 000 0135 020 1130 0500

97 000 lt t lt 508 000 0463 020 1000 0500

508 000 lt t lt 1 300 000 650 020 0824 0500

t gt 1 300 000 2 105 020 0500 0500












4661










4761












24texp

0Tmax

0Tmax

0yT

yT

TT

C

C

avec







4861




0 agrave 01 0

01 agrave 1 050

1 agrave 4 040

4 agrave 24 025

24 agrave 0



kCC

0Tmax

Tmax

avec



k facteur correctif



Facteurcorrectif k

005 1

025 082

1 061

3 051

24 036


Source ponctuelle




4961



21

ii

)2(

a



212

i20ii )(



Rugositeacute




z xa avec x [km]



A 0102 0140 0190 094 090 083

B 0062 0080 0110 089 085 077

C 0043 0056 0077 085 080 072

D 0029 0038 0050 081 076 068

E 0017 0023 0031 078 073 065

F 0009 0012 0017 072 067 058



5061



0

0

0z

0z

zz

avec

220x530p (x en m)



0z






3221 GENERALITES







5161

















Rejets continus


5261
















5361



Dilution du nuage











3224 LIMITATIONS





5461




3231 GENERALITES






















5561














5661












5761
















5861


REFERENCES

Atkinson BW (1995)



Bakkum et al (1997)



Bouet R (1999)



CCPS (1996)



Crabol et al (1999)




Doury


Rapport DSN ndeg440





5961





Hug M (1975)


Edition Eyrolles

Hunt JCR (1992)



Lees F P









Mouilleau Y







6061


Mouilleau Y(1991b)




Pasquill F (1974)


1974 Ellis Horwood

Proust C (1999)



Richardson 1920



Riou Y (1989)



Turner D B (1970



Turbelin G (2000)




6161


UIC (1995)



Witlox HWM [2000]


DNV


161


PAGE DE VALIDATION











Y MOUILLEAU

S DUPLANTIER

JM LACOME

E BERNUCHON


261


PREAMBULE







361


TABLE DES MATIERES













461






BLEVEhellip)









561



















661





















761














861










uxt

avec


u vitesse du nuage




961














1061










2163 DENSITE DU GAZ

Gaz dense









1161





1261




1361


Gaz leacuteger

















1461















1561










1661















1761

















1861



Taille [km] 10-3 10-2 10-1 1 10 102 103 104












1961















2061


0

50

100

150

200

250

300

-2 -15 -1 -05 0 05 1 15 2


Alti

tude

[m]
















2161



vitesse du vent 2i

zU

zgR

avec






qkgTCU

L p3

avec









Ainsi lorsque










2261








lt2 A A-B B F F

2-3 A-B B C E F

3-5 B B-C C D E

5-6 C C-D D D D

gt6 C D D D D






2361













2461


















2561




23 ENVIRONNEMENT








2661







1


3











2761














2861













2961


2313 OBSTACLE












3061



















3161










Terre

Brise de mer



3261



Terre


Air chaud montant

Brise de terre











3361











3461






3561


3 MODELISATION

31 CONTEXTE















3661




















3761























3861


I C t dtn ( )





3211 GENERALITES









3961












2z

20

2z

20

2y

20

2x

20

zyx2

3 2)zz(

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2)utxx(

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M)tzyx(C



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0

0

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zyx


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zyx




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z

y

x


lrsquoinstant t [m]


4061






)tt(2

ttQM 1ii

i1ii


2iz

20

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20ni

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20

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2i0

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3i

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exp2

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M)tzyx(C






-

iz

iy

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4161




2z

20

2z

20

2y

20

zy 2)zz(

exp2

)zz(exp

2)yy(

expu2Q)zyx(C
















cxa b



4261



a b c

A 0215 0858

B 0155 0889

C 0105 0903

D 0068 0908

E 005 0914

F 0034 0908

0



a b c

A 0467 189 001

B 0103 111 0

C 0066 0915 0

D 00315 0822 0

E si x lt 1 km 00232 0745 0

E si x gt 1 km 0148 015 -0126

F si x lt 1 km 00144 0727 0

F si x gt 1 km 00312 0306 -0017





xcbxa log



4361



a b c

A 2096 08804 -0006902

B 1547 08932 -0006271

C 1033 09112 -0004845

D 6828 09112 -0004845

E 5105 09112 -0004845

F 3396 09112 -0004845



A 4179 2058 02499



B 1098 1064 001163

C 6114 09147 0

D 3038 07309 -0032

E 2114 06802 -004522

F 1372 06584 -005367





xcbxa log



4461



y (m) z (m)

A 21000101220 xx x200

B 21000101160 xx x120

C 21000101110 xx 21000201080 xx

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E 21000101060 xx 1000301030 xx

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hy )tA(Kz

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[m1ks] k= Kh ou Kz

Kh Kz

0 lt t lt 240 0405 042 0859 0814

240 lt t lt 3 280 0135 100 1130 0685

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97 000 lt t lt 508 000 0463 200 1000 0500

508 000 lt t lt 1 300 000 650 200 0824 0500

t gt 1 300 000 2 105 200 0500 0500



4561




[m1ks] k= Kh ou Kz

Kh Kz

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240 lt t lt 97 000 0135 020 1130 0500

97 000 lt t lt 508 000 0463 020 1000 0500

508 000 lt t lt 1 300 000 650 020 0824 0500

t gt 1 300 000 2 105 020 0500 0500












4661










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24texp

0Tmax

0Tmax

0yT

yT

TT

C

C

avec







4861




0 agrave 01 0

01 agrave 1 050

1 agrave 4 040

4 agrave 24 025

24 agrave 0



kCC

0Tmax

Tmax

avec



k facteur correctif



Facteurcorrectif k

005 1

025 082

1 061

3 051

24 036


Source ponctuelle




4961



21

ii

)2(

a



212

i20ii )(



Rugositeacute




z xa avec x [km]



A 0102 0140 0190 094 090 083

B 0062 0080 0110 089 085 077

C 0043 0056 0077 085 080 072

D 0029 0038 0050 081 076 068

E 0017 0023 0031 078 073 065

F 0009 0012 0017 072 067 058



5061



0

0

0z

0z

zz

avec

220x530p (x en m)



0z






3221 GENERALITES







5161

















Rejets continus


5261
















5361



Dilution du nuage











3224 LIMITATIONS





5461




3231 GENERALITES






















5561














5661












5761
















5861


REFERENCES

Atkinson BW (1995)



Bakkum et al (1997)



Bouet R (1999)



CCPS (1996)



Crabol et al (1999)




Doury


Rapport DSN ndeg440





5961





Hug M (1975)


Edition Eyrolles

Hunt JCR (1992)



Lees F P









Mouilleau Y







6061


Mouilleau Y(1991b)




Pasquill F (1974)


1974 Ellis Horwood

Proust C (1999)



Richardson 1920



Riou Y (1989)



Turner D B (1970



Turbelin G (2000)




6161


UIC (1995)



Witlox HWM [2000]


DNV


261


PREAMBULE







361


TABLE DES MATIERES













461






BLEVEhellip)









561



















661





















761














861










uxt

avec


u vitesse du nuage




961














1061










2163 DENSITE DU GAZ

Gaz dense









1161





1261




1361


Gaz leacuteger

















1461















1561










1661















1761

















1861



Taille [km] 10-3 10-2 10-1 1 10 102 103 104












1961















2061


0

50

100

150

200

250

300

-2 -15 -1 -05 0 05 1 15 2


Alti

tude

[m]
















2161



vitesse du vent 2i

zU

zgR

avec






qkgTCU

L p3

avec









Ainsi lorsque










2261








lt2 A A-B B F F

2-3 A-B B C E F

3-5 B B-C C D E

5-6 C C-D D D D

gt6 C D D D D






2361













2461


















2561




23 ENVIRONNEMENT








2661







1


3











2761














2861













2961


2313 OBSTACLE












3061



















3161










Terre

Brise de mer



3261



Terre


Air chaud montant

Brise de terre











3361











3461






3561


3 MODELISATION

31 CONTEXTE















3661




















3761























3861


I C t dtn ( )





3211 GENERALITES









3961












2z

20

2z

20

2y

20

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20

zyx2

3 2)zz(

exp2

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M)tzyx(C



-

0

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z

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x


lrsquoinstant t [m]


4061






)tt(2

ttQM 1ii

i1ii


2iz

20

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20

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M)tzyx(C






-

iz

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4161




2z

20

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20

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20

zy 2)zz(

exp2

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2)yy(

expu2Q)zyx(C
















cxa b



4261



a b c

A 0215 0858

B 0155 0889

C 0105 0903

D 0068 0908

E 005 0914

F 0034 0908

0



a b c

A 0467 189 001

B 0103 111 0

C 0066 0915 0

D 00315 0822 0

E si x lt 1 km 00232 0745 0

E si x gt 1 km 0148 015 -0126

F si x lt 1 km 00144 0727 0

F si x gt 1 km 00312 0306 -0017





xcbxa log



4361



a b c

A 2096 08804 -0006902

B 1547 08932 -0006271

C 1033 09112 -0004845

D 6828 09112 -0004845

E 5105 09112 -0004845

F 3396 09112 -0004845



A 4179 2058 02499



B 1098 1064 001163

C 6114 09147 0

D 3038 07309 -0032

E 2114 06802 -004522

F 1372 06584 -005367





xcbxa log



4461



y (m) z (m)

A 21000101220 xx x200

B 21000101160 xx x120

C 21000101110 xx 21000201080 xx

D 21000101080 xx 21001501060 xx

E 21000101060 xx 1000301030 xx

F 21000101040 xx 10003010160 xx






hy )tA(Kz

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[m1ks] k= Kh ou Kz

Kh Kz

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240 lt t lt 3 280 0135 100 1130 0685

3 280 lt t lt 97 000 0135 200 1130 0500

97 000 lt t lt 508 000 0463 200 1000 0500

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t gt 1 300 000 2 105 200 0500 0500



4561




[m1ks] k= Kh ou Kz

Kh Kz

0 lt t lt 240 0405 020 0859 0500

240 lt t lt 97 000 0135 020 1130 0500

97 000 lt t lt 508 000 0463 020 1000 0500

508 000 lt t lt 1 300 000 650 020 0824 0500

t gt 1 300 000 2 105 020 0500 0500












4661










4761












24texp

0Tmax

0Tmax

0yT

yT

TT

C

C

avec







4861




0 agrave 01 0

01 agrave 1 050

1 agrave 4 040

4 agrave 24 025

24 agrave 0



kCC

0Tmax

Tmax

avec



k facteur correctif



Facteurcorrectif k

005 1

025 082

1 061

3 051

24 036


Source ponctuelle




4961



21

ii

)2(

a



212

i20ii )(



Rugositeacute




z xa avec x [km]



A 0102 0140 0190 094 090 083

B 0062 0080 0110 089 085 077

C 0043 0056 0077 085 080 072

D 0029 0038 0050 081 076 068

E 0017 0023 0031 078 073 065

F 0009 0012 0017 072 067 058



5061



0

0

0z

0z

zz

avec

220x530p (x en m)



0z






3221 GENERALITES







5161

















Rejets continus


5261
















5361



Dilution du nuage











3224 LIMITATIONS





5461




3231 GENERALITES






















5561














5661












5761
















5861


REFERENCES

Atkinson BW (1995)



Bakkum et al (1997)



Bouet R (1999)



CCPS (1996)



Crabol et al (1999)




Doury


Rapport DSN ndeg440





5961





Hug M (1975)


Edition Eyrolles

Hunt JCR (1992)



Lees F P









Mouilleau Y







6061


Mouilleau Y(1991b)




Pasquill F (1974)


1974 Ellis Horwood

Proust C (1999)



Richardson 1920



Riou Y (1989)



Turner D B (1970



Turbelin G (2000)




6161


UIC (1995)



Witlox HWM [2000]


DNV


361


TABLE DES MATIERES













461






BLEVEhellip)









561



















661





















761














861










uxt

avec


u vitesse du nuage




961














1061










2163 DENSITE DU GAZ

Gaz dense









1161





1261




1361


Gaz leacuteger

















1461















1561










1661















1761

















1861



Taille [km] 10-3 10-2 10-1 1 10 102 103 104












1961















2061


0

50

100

150

200

250

300

-2 -15 -1 -05 0 05 1 15 2


Alti

tude

[m]
















2161



vitesse du vent 2i

zU

zgR

avec






qkgTCU

L p3

avec









Ainsi lorsque










2261








lt2 A A-B B F F

2-3 A-B B C E F

3-5 B B-C C D E

5-6 C C-D D D D

gt6 C D D D D






2361













2461


















2561




23 ENVIRONNEMENT








2661







1


3











2761














2861













2961


2313 OBSTACLE












3061



















3161










Terre

Brise de mer



3261



Terre


Air chaud montant

Brise de terre











3361











3461






3561


3 MODELISATION

31 CONTEXTE















3661




















3761























3861


I C t dtn ( )





3211 GENERALITES









3961












2z

20

2z

20

2y

20

2x

20

zyx2

3 2)zz(

exp2

)zz(exp

2)yy(

2)utxx(

exp)2(

M)tzyx(C



-

0

0

0

zyx


-

zyx




-

z

y

x


lrsquoinstant t [m]


4061






)tt(2

ttQM 1ii

i1ii


2iz

20

2iz

20ni

1i 2iy

20

2ix

2i0

iziyix2

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exp2

)zz(exp

2)yy(

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M)tzyx(C






-

iz

iy

ix






4161




2z

20

2z

20

2y

20

zy 2)zz(

exp2

)zz(exp

2)yy(

expu2Q)zyx(C
















cxa b



4261



a b c

A 0215 0858

B 0155 0889

C 0105 0903

D 0068 0908

E 005 0914

F 0034 0908

0



a b c

A 0467 189 001

B 0103 111 0

C 0066 0915 0

D 00315 0822 0

E si x lt 1 km 00232 0745 0

E si x gt 1 km 0148 015 -0126

F si x lt 1 km 00144 0727 0

F si x gt 1 km 00312 0306 -0017





xcbxa log



4361



a b c

A 2096 08804 -0006902

B 1547 08932 -0006271

C 1033 09112 -0004845

D 6828 09112 -0004845

E 5105 09112 -0004845

F 3396 09112 -0004845



A 4179 2058 02499



B 1098 1064 001163

C 6114 09147 0

D 3038 07309 -0032

E 2114 06802 -004522

F 1372 06584 -005367





xcbxa log



4461



y (m) z (m)

A 21000101220 xx x200

B 21000101160 xx x120

C 21000101110 xx 21000201080 xx

D 21000101080 xx 21001501060 xx

E 21000101060 xx 1000301030 xx

F 21000101040 xx 10003010160 xx






hy )tA(Kz

zz )tA(




[m1ks] k= Kh ou Kz

Kh Kz

0 lt t lt 240 0405 042 0859 0814

240 lt t lt 3 280 0135 100 1130 0685

3 280 lt t lt 97 000 0135 200 1130 0500

97 000 lt t lt 508 000 0463 200 1000 0500

508 000 lt t lt 1 300 000 650 200 0824 0500

t gt 1 300 000 2 105 200 0500 0500



4561




[m1ks] k= Kh ou Kz

Kh Kz

0 lt t lt 240 0405 020 0859 0500

240 lt t lt 97 000 0135 020 1130 0500

97 000 lt t lt 508 000 0463 020 1000 0500

508 000 lt t lt 1 300 000 650 020 0824 0500

t gt 1 300 000 2 105 020 0500 0500












4661










4761












24texp

0Tmax

0Tmax

0yT

yT

TT

C

C

avec







4861




0 agrave 01 0

01 agrave 1 050

1 agrave 4 040

4 agrave 24 025

24 agrave 0



kCC

0Tmax

Tmax

avec



k facteur correctif



Facteurcorrectif k

005 1

025 082

1 061

3 051

24 036


Source ponctuelle




4961



21

ii

)2(

a



212

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Rugositeacute




z xa avec x [km]



A 0102 0140 0190 094 090 083

B 0062 0080 0110 089 085 077

C 0043 0056 0077 085 080 072

D 0029 0038 0050 081 076 068

E 0017 0023 0031 078 073 065

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5061



0

0

0z

0z

zz

avec

220x530p (x en m)



0z






3221 GENERALITES







5161

















Rejets continus


5261
















5361



Dilution du nuage











3224 LIMITATIONS





5461




3231 GENERALITES






















5561














5661












5761
















5861


REFERENCES

Atkinson BW (1995)



Bakkum et al (1997)



Bouet R (1999)



CCPS (1996)



Crabol et al (1999)




Doury


Rapport DSN ndeg440





5961





Hug M (1975)


Edition Eyrolles

Hunt JCR (1992)



Lees F P









Mouilleau Y







6061


Mouilleau Y(1991b)




Pasquill F (1974)


1974 Ellis Horwood

Proust C (1999)



Richardson 1920



Riou Y (1989)



Turner D B (1970



Turbelin G (2000)




6161


UIC (1995)



Witlox HWM [2000]


DNV


461






BLEVEhellip)









561



















661





















761














861










uxt

avec


u vitesse du nuage




961














1061










2163 DENSITE DU GAZ

Gaz dense









1161





1261




1361


Gaz leacuteger

















1461















1561










1661















1761

















1861



Taille [km] 10-3 10-2 10-1 1 10 102 103 104












1961















2061


0

50

100

150

200

250

300

-2 -15 -1 -05 0 05 1 15 2


Alti

tude

[m]
















2161



vitesse du vent 2i

zU

zgR

avec






qkgTCU

L p3

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Ainsi lorsque










2261








lt2 A A-B B F F

2-3 A-B B C E F

3-5 B B-C C D E

5-6 C C-D D D D

gt6 C D D D D






2361













2461


















2561




23 ENVIRONNEMENT








2661







1


3











2761














2861













2961


2313 OBSTACLE












3061



















3161










Terre

Brise de mer



3261



Terre


Air chaud montant

Brise de terre











3361











3461






3561


3 MODELISATION

31 CONTEXTE















3661




















3761























3861


I C t dtn ( )





3211 GENERALITES









3961












2z

20

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20

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20

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3 2)zz(

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4061






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20

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M)tzyx(C






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4161




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cxa b



4261



a b c

A 0215 0858

B 0155 0889

C 0105 0903

D 0068 0908

E 005 0914

F 0034 0908

0



a b c

A 0467 189 001

B 0103 111 0

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E si x lt 1 km 00232 0745 0

E si x gt 1 km 0148 015 -0126

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F si x gt 1 km 00312 0306 -0017





xcbxa log



4361



a b c

A 2096 08804 -0006902

B 1547 08932 -0006271

C 1033 09112 -0004845

D 6828 09112 -0004845

E 5105 09112 -0004845

F 3396 09112 -0004845



A 4179 2058 02499



B 1098 1064 001163

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E 2114 06802 -004522

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xcbxa log



4461



y (m) z (m)

A 21000101220 xx x200

B 21000101160 xx x120

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hy )tA(Kz

zz )tA(




[m1ks] k= Kh ou Kz

Kh Kz

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240 lt t lt 3 280 0135 100 1130 0685

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4561




[m1ks] k= Kh ou Kz

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508 000 lt t lt 1 300 000 650 020 0824 0500

t gt 1 300 000 2 105 020 0500 0500












4661










4761












24texp

0Tmax

0Tmax

0yT

yT

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C

C

avec







4861




0 agrave 01 0

01 agrave 1 050

1 agrave 4 040

4 agrave 24 025

24 agrave 0



kCC

0Tmax

Tmax

avec



k facteur correctif



Facteurcorrectif k

005 1

025 082

1 061

3 051

24 036


Source ponctuelle




4961



21

ii

)2(

a



212

i20ii )(



Rugositeacute




z xa avec x [km]



A 0102 0140 0190 094 090 083

B 0062 0080 0110 089 085 077

C 0043 0056 0077 085 080 072

D 0029 0038 0050 081 076 068

E 0017 0023 0031 078 073 065

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5061



0

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0z

0z

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avec

220x530p (x en m)



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3221 GENERALITES







5161

















Rejets continus


5261
















5361



Dilution du nuage











3224 LIMITATIONS





5461




3231 GENERALITES






















5561














5661












5761
















5861


REFERENCES

Atkinson BW (1995)



Bakkum et al (1997)



Bouet R (1999)



CCPS (1996)



Crabol et al (1999)




Doury


Rapport DSN ndeg440





5961





Hug M (1975)


Edition Eyrolles

Hunt JCR (1992)



Lees F P









Mouilleau Y







6061


Mouilleau Y(1991b)




Pasquill F (1974)


1974 Ellis Horwood

Proust C (1999)



Richardson 1920



Riou Y (1989)



Turner D B (1970



Turbelin G (2000)




6161


UIC (1995)



Witlox HWM [2000]


DNV


561



















661





















761














861










uxt

avec


u vitesse du nuage




961














1061










2163 DENSITE DU GAZ

Gaz dense









1161





1261




1361


Gaz leacuteger

















1461















1561










1661















1761

















1861



Taille [km] 10-3 10-2 10-1 1 10 102 103 104












1961















2061


0

50

100

150

200

250

300

-2 -15 -1 -05 0 05 1 15 2


Alti

tude

[m]
















2161



vitesse du vent 2i

zU

zgR

avec






qkgTCU

L p3

avec









Ainsi lorsque










2261








lt2 A A-B B F F

2-3 A-B B C E F

3-5 B B-C C D E

5-6 C C-D D D D

gt6 C D D D D






2361













2461


















2561




23 ENVIRONNEMENT








2661







1


3











2761














2861













2961


2313 OBSTACLE












3061



















3161










Terre

Brise de mer



3261



Terre


Air chaud montant

Brise de terre











3361











3461






3561


3 MODELISATION

31 CONTEXTE















3661




















3761























3861


I C t dtn ( )





3211 GENERALITES









3961












2z

20

2z

20

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20

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zyx2

3 2)zz(

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0

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4061






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ttQM 1ii

i1ii


2iz

20

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20

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cxa b



4261



a b c

A 0215 0858

B 0155 0889

C 0105 0903

D 0068 0908

E 005 0914

F 0034 0908

0



a b c

A 0467 189 001

B 0103 111 0

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F si x gt 1 km 00312 0306 -0017





xcbxa log



4361



a b c

A 2096 08804 -0006902

B 1547 08932 -0006271

C 1033 09112 -0004845

D 6828 09112 -0004845

E 5105 09112 -0004845

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A 4179 2058 02499



B 1098 1064 001163

C 6114 09147 0

D 3038 07309 -0032

E 2114 06802 -004522

F 1372 06584 -005367





xcbxa log



4461



y (m) z (m)

A 21000101220 xx x200

B 21000101160 xx x120

C 21000101110 xx 21000201080 xx

D 21000101080 xx 21001501060 xx

E 21000101060 xx 1000301030 xx

F 21000101040 xx 10003010160 xx






hy )tA(Kz

zz )tA(




[m1ks] k= Kh ou Kz

Kh Kz

0 lt t lt 240 0405 042 0859 0814

240 lt t lt 3 280 0135 100 1130 0685

3 280 lt t lt 97 000 0135 200 1130 0500

97 000 lt t lt 508 000 0463 200 1000 0500

508 000 lt t lt 1 300 000 650 200 0824 0500

t gt 1 300 000 2 105 200 0500 0500



4561




[m1ks] k= Kh ou Kz

Kh Kz

0 lt t lt 240 0405 020 0859 0500

240 lt t lt 97 000 0135 020 1130 0500

97 000 lt t lt 508 000 0463 020 1000 0500

508 000 lt t lt 1 300 000 650 020 0824 0500

t gt 1 300 000 2 105 020 0500 0500












4661










4761












24texp

0Tmax

0Tmax

0yT

yT

TT

C

C

avec







4861




0 agrave 01 0

01 agrave 1 050

1 agrave 4 040

4 agrave 24 025

24 agrave 0



kCC

0Tmax

Tmax

avec



k facteur correctif



Facteurcorrectif k

005 1

025 082

1 061

3 051

24 036


Source ponctuelle




4961



21

ii

)2(

a



212

i20ii )(



Rugositeacute




z xa avec x [km]



A 0102 0140 0190 094 090 083

B 0062 0080 0110 089 085 077

C 0043 0056 0077 085 080 072

D 0029 0038 0050 081 076 068

E 0017 0023 0031 078 073 065

F 0009 0012 0017 072 067 058



5061



0

0

0z

0z

zz

avec

220x530p (x en m)



0z






3221 GENERALITES







5161

















Rejets continus


5261
















5361



Dilution du nuage











3224 LIMITATIONS





5461




3231 GENERALITES






















5561














5661












5761
















5861


REFERENCES

Atkinson BW (1995)



Bakkum et al (1997)



Bouet R (1999)



CCPS (1996)



Crabol et al (1999)




Doury


Rapport DSN ndeg440





5961





Hug M (1975)


Edition Eyrolles

Hunt JCR (1992)



Lees F P









Mouilleau Y







6061


Mouilleau Y(1991b)




Pasquill F (1974)


1974 Ellis Horwood

Proust C (1999)



Richardson 1920



Riou Y (1989)



Turner D B (1970



Turbelin G (2000)




6161


UIC (1995)



Witlox HWM [2000]


DNV


661





















761














861










uxt

avec


u vitesse du nuage




961














1061










2163 DENSITE DU GAZ

Gaz dense









1161





1261




1361


Gaz leacuteger

















1461















1561










1661















1761

















1861



Taille [km] 10-3 10-2 10-1 1 10 102 103 104












1961















2061


0

50

100

150

200

250

300

-2 -15 -1 -05 0 05 1 15 2


Alti

tude

[m]
















2161



vitesse du vent 2i

zU

zgR

avec






qkgTCU

L p3

avec









Ainsi lorsque










2261








lt2 A A-B B F F

2-3 A-B B C E F

3-5 B B-C C D E

5-6 C C-D D D D

gt6 C D D D D






2361













2461


















2561




23 ENVIRONNEMENT








2661







1


3











2761














2861













2961


2313 OBSTACLE












3061



















3161










Terre

Brise de mer



3261



Terre


Air chaud montant

Brise de terre











3361











3461






3561


3 MODELISATION

31 CONTEXTE















3661




















3761























3861


I C t dtn ( )





3211 GENERALITES









3961












2z

20

2z

20

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M)tzyx(C



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y

x


lrsquoinstant t [m]


4061






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iz

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4161




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cxa b



4261



a b c

A 0215 0858

B 0155 0889

C 0105 0903

D 0068 0908

E 005 0914

F 0034 0908

0



a b c

A 0467 189 001

B 0103 111 0

C 0066 0915 0

D 00315 0822 0

E si x lt 1 km 00232 0745 0

E si x gt 1 km 0148 015 -0126

F si x lt 1 km 00144 0727 0

F si x gt 1 km 00312 0306 -0017





xcbxa log



4361



a b c

A 2096 08804 -0006902

B 1547 08932 -0006271

C 1033 09112 -0004845

D 6828 09112 -0004845

E 5105 09112 -0004845

F 3396 09112 -0004845



A 4179 2058 02499



B 1098 1064 001163

C 6114 09147 0

D 3038 07309 -0032

E 2114 06802 -004522

F 1372 06584 -005367





xcbxa log



4461



y (m) z (m)

A 21000101220 xx x200

B 21000101160 xx x120

C 21000101110 xx 21000201080 xx

D 21000101080 xx 21001501060 xx

E 21000101060 xx 1000301030 xx

F 21000101040 xx 10003010160 xx






hy )tA(Kz

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[m1ks] k= Kh ou Kz

Kh Kz

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240 lt t lt 3 280 0135 100 1130 0685

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t gt 1 300 000 2 105 200 0500 0500



4561




[m1ks] k= Kh ou Kz

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240 lt t lt 97 000 0135 020 1130 0500

97 000 lt t lt 508 000 0463 020 1000 0500

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4661










4761












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avec







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k facteur correctif



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Source ponctuelle




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Rugositeacute




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A 0102 0140 0190 094 090 083

B 0062 0080 0110 089 085 077

C 0043 0056 0077 085 080 072

D 0029 0038 0050 081 076 068

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3221 GENERALITES







5161

















Rejets continus


5261
















5361



Dilution du nuage











3224 LIMITATIONS





5461




3231 GENERALITES






















5561














5661












5761
















5861


REFERENCES

Atkinson BW (1995)



Bakkum et al (1997)



Bouet R (1999)



CCPS (1996)



Crabol et al (1999)




Doury


Rapport DSN ndeg440





5961





Hug M (1975)


Edition Eyrolles

Hunt JCR (1992)



Lees F P









Mouilleau Y







6061


Mouilleau Y(1991b)




Pasquill F (1974)


1974 Ellis Horwood

Proust C (1999)



Richardson 1920



Riou Y (1989)



Turner D B (1970



Turbelin G (2000)




6161


UIC (1995)



Witlox HWM [2000]


DNV


761














861










uxt

avec


u vitesse du nuage




961














1061










2163 DENSITE DU GAZ

Gaz dense









1161





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1361


Gaz leacuteger

















1461















1561










1661















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1861



Taille [km] 10-3 10-2 10-1 1 10 102 103 104












1961















2061


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Ainsi lorsque










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lt2 A A-B B F F

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3-5 B B-C C D E

5-6 C C-D D D D

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2361













2461


















2561




23 ENVIRONNEMENT








2661







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3











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2861













2961


2313 OBSTACLE












3061



















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Terre

Brise de mer



3261



Terre


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3361











3461






3561


3 MODELISATION

31 CONTEXTE















3661




















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I C t dtn ( )





3211 GENERALITES









3961












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a b c

A 0215 0858

B 0155 0889

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D 0068 0908

E 005 0914

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A 0467 189 001

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F si x gt 1 km 00312 0306 -0017





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4361



a b c

A 2096 08804 -0006902

B 1547 08932 -0006271

C 1033 09112 -0004845

D 6828 09112 -0004845

E 5105 09112 -0004845

F 3396 09112 -0004845



A 4179 2058 02499



B 1098 1064 001163

C 6114 09147 0

D 3038 07309 -0032

E 2114 06802 -004522

F 1372 06584 -005367





xcbxa log



4461



y (m) z (m)

A 21000101220 xx x200

B 21000101160 xx x120

C 21000101110 xx 21000201080 xx

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4561




[m1ks] k= Kh ou Kz

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kCC

0Tmax

Tmax

avec



k facteur correctif



Facteurcorrectif k

005 1

025 082

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3 051

24 036


Source ponctuelle




4961



21

ii

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Rugositeacute




z xa avec x [km]



A 0102 0140 0190 094 090 083

B 0062 0080 0110 089 085 077

C 0043 0056 0077 085 080 072

D 0029 0038 0050 081 076 068

E 0017 0023 0031 078 073 065

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3221 GENERALITES







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Rejets continus


5261
















5361



Dilution du nuage











3224 LIMITATIONS





5461




3231 GENERALITES






















5561














5661












5761
















5861


REFERENCES

Atkinson BW (1995)



Bakkum et al (1997)



Bouet R (1999)



CCPS (1996)



Crabol et al (1999)




Doury


Rapport DSN ndeg440





5961





Hug M (1975)


Edition Eyrolles

Hunt JCR (1992)



Lees F P









Mouilleau Y







6061


Mouilleau Y(1991b)




Pasquill F (1974)


1974 Ellis Horwood

Proust C (1999)



Richardson 1920



Riou Y (1989)



Turner D B (1970



Turbelin G (2000)




6161


UIC (1995)



Witlox HWM [2000]


DNV


861










uxt

avec


u vitesse du nuage




961














1061










2163 DENSITE DU GAZ

Gaz dense









1161





1261




1361


Gaz leacuteger

















1461















1561










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1861



Taille [km] 10-3 10-2 10-1 1 10 102 103 104












1961















2061


0

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100

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-2 -15 -1 -05 0 05 1 15 2


Alti

tude

[m]
















2161



vitesse du vent 2i

zU

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avec






qkgTCU

L p3

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Ainsi lorsque










2261








lt2 A A-B B F F

2-3 A-B B C E F

3-5 B B-C C D E

5-6 C C-D D D D

gt6 C D D D D






2361













2461


















2561




23 ENVIRONNEMENT








2661







1


3











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2861













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2313 OBSTACLE












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Terre

Brise de mer



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Terre


Air chaud montant

Brise de terre











3361











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3561


3 MODELISATION

31 CONTEXTE















3661




















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I C t dtn ( )





3211 GENERALITES









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2)yy(

expu2Q)zyx(C
















cxa b



4261



a b c

A 0215 0858

B 0155 0889

C 0105 0903

D 0068 0908

E 005 0914

F 0034 0908

0



a b c

A 0467 189 001

B 0103 111 0

C 0066 0915 0

D 00315 0822 0

E si x lt 1 km 00232 0745 0

E si x gt 1 km 0148 015 -0126

F si x lt 1 km 00144 0727 0

F si x gt 1 km 00312 0306 -0017





xcbxa log



4361



a b c

A 2096 08804 -0006902

B 1547 08932 -0006271

C 1033 09112 -0004845

D 6828 09112 -0004845

E 5105 09112 -0004845

F 3396 09112 -0004845



A 4179 2058 02499



B 1098 1064 001163

C 6114 09147 0

D 3038 07309 -0032

E 2114 06802 -004522

F 1372 06584 -005367





xcbxa log



4461



y (m) z (m)

A 21000101220 xx x200

B 21000101160 xx x120

C 21000101110 xx 21000201080 xx

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E 21000101060 xx 1000301030 xx

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hy )tA(Kz

zz )tA(




[m1ks] k= Kh ou Kz

Kh Kz

0 lt t lt 240 0405 042 0859 0814

240 lt t lt 3 280 0135 100 1130 0685

3 280 lt t lt 97 000 0135 200 1130 0500

97 000 lt t lt 508 000 0463 200 1000 0500

508 000 lt t lt 1 300 000 650 200 0824 0500

t gt 1 300 000 2 105 200 0500 0500



4561




[m1ks] k= Kh ou Kz

Kh Kz

0 lt t lt 240 0405 020 0859 0500

240 lt t lt 97 000 0135 020 1130 0500

97 000 lt t lt 508 000 0463 020 1000 0500

508 000 lt t lt 1 300 000 650 020 0824 0500

t gt 1 300 000 2 105 020 0500 0500












4661










4761












24texp

0Tmax

0Tmax

0yT

yT

TT

C

C

avec







4861




0 agrave 01 0

01 agrave 1 050

1 agrave 4 040

4 agrave 24 025

24 agrave 0



kCC

0Tmax

Tmax

avec



k facteur correctif



Facteurcorrectif k

005 1

025 082

1 061

3 051

24 036


Source ponctuelle




4961



21

ii

)2(

a



212

i20ii )(



Rugositeacute




z xa avec x [km]



A 0102 0140 0190 094 090 083

B 0062 0080 0110 089 085 077

C 0043 0056 0077 085 080 072

D 0029 0038 0050 081 076 068

E 0017 0023 0031 078 073 065

F 0009 0012 0017 072 067 058



5061



0

0

0z

0z

zz

avec

220x530p (x en m)



0z






3221 GENERALITES







5161

















Rejets continus


5261
















5361



Dilution du nuage











3224 LIMITATIONS





5461




3231 GENERALITES






















5561














5661












5761
















5861


REFERENCES

Atkinson BW (1995)



Bakkum et al (1997)



Bouet R (1999)



CCPS (1996)



Crabol et al (1999)




Doury


Rapport DSN ndeg440





5961





Hug M (1975)


Edition Eyrolles

Hunt JCR (1992)



Lees F P









Mouilleau Y







6061


Mouilleau Y(1991b)




Pasquill F (1974)


1974 Ellis Horwood

Proust C (1999)



Richardson 1920



Riou Y (1989)



Turner D B (1970



Turbelin G (2000)




6161


UIC (1995)



Witlox HWM [2000]


DNV


961














1061










2163 DENSITE DU GAZ

Gaz dense









1161





1261




1361


Gaz leacuteger

















1461















1561










1661















1761

















1861



Taille [km] 10-3 10-2 10-1 1 10 102 103 104












1961















2061


0

50

100

150

200

250

300

-2 -15 -1 -05 0 05 1 15 2


Alti

tude

[m]
















2161



vitesse du vent 2i

zU

zgR

avec






qkgTCU

L p3

avec









Ainsi lorsque










2261








lt2 A A-B B F F

2-3 A-B B C E F

3-5 B B-C C D E

5-6 C C-D D D D

gt6 C D D D D






2361













2461


















2561




23 ENVIRONNEMENT








2661







1


3











2761














2861













2961


2313 OBSTACLE












3061



















3161










Terre

Brise de mer



3261



Terre


Air chaud montant

Brise de terre











3361











3461






3561


3 MODELISATION

31 CONTEXTE















3661




















3761























3861


I C t dtn ( )





3211 GENERALITES









3961












2z

20

2z

20

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0

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y

x


lrsquoinstant t [m]


4061






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1i 2iy

20

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4161




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expu2Q)zyx(C
















cxa b



4261



a b c

A 0215 0858

B 0155 0889

C 0105 0903

D 0068 0908

E 005 0914

F 0034 0908

0



a b c

A 0467 189 001

B 0103 111 0

C 0066 0915 0

D 00315 0822 0

E si x lt 1 km 00232 0745 0

E si x gt 1 km 0148 015 -0126

F si x lt 1 km 00144 0727 0

F si x gt 1 km 00312 0306 -0017





xcbxa log



4361



a b c

A 2096 08804 -0006902

B 1547 08932 -0006271

C 1033 09112 -0004845

D 6828 09112 -0004845

E 5105 09112 -0004845

F 3396 09112 -0004845



A 4179 2058 02499



B 1098 1064 001163

C 6114 09147 0

D 3038 07309 -0032

E 2114 06802 -004522

F 1372 06584 -005367





xcbxa log



4461



y (m) z (m)

A 21000101220 xx x200

B 21000101160 xx x120

C 21000101110 xx 21000201080 xx

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[m1ks] k= Kh ou Kz

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t gt 1 300 000 2 105 200 0500 0500



4561




[m1ks] k= Kh ou Kz

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97 000 lt t lt 508 000 0463 020 1000 0500

508 000 lt t lt 1 300 000 650 020 0824 0500

t gt 1 300 000 2 105 020 0500 0500












4661










4761












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0Tmax

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avec







4861




0 agrave 01 0

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kCC

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avec



k facteur correctif



Facteurcorrectif k

005 1

025 082

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Source ponctuelle




4961



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ii

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a



212

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Rugositeacute




z xa avec x [km]



A 0102 0140 0190 094 090 083

B 0062 0080 0110 089 085 077

C 0043 0056 0077 085 080 072

D 0029 0038 0050 081 076 068

E 0017 0023 0031 078 073 065

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5061



0

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avec

220x530p (x en m)



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3221 GENERALITES







5161

















Rejets continus


5261
















5361



Dilution du nuage











3224 LIMITATIONS





5461




3231 GENERALITES






















5561














5661












5761
















5861


REFERENCES

Atkinson BW (1995)



Bakkum et al (1997)



Bouet R (1999)



CCPS (1996)



Crabol et al (1999)




Doury


Rapport DSN ndeg440





5961





Hug M (1975)


Edition Eyrolles

Hunt JCR (1992)



Lees F P









Mouilleau Y







6061


Mouilleau Y(1991b)




Pasquill F (1974)


1974 Ellis Horwood

Proust C (1999)



Richardson 1920



Riou Y (1989)



Turner D B (1970



Turbelin G (2000)




6161


UIC (1995)



Witlox HWM [2000]


DNV


1061










2163 DENSITE DU GAZ

Gaz dense









1161





1261




1361


Gaz leacuteger

















1461















1561










1661















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1861



Taille [km] 10-3 10-2 10-1 1 10 102 103 104












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L p3

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Ainsi lorsque










2261








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2361













2461


















2561




23 ENVIRONNEMENT








2661







1


3











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2313 OBSTACLE












3061



















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Terre

Brise de mer



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Terre


Air chaud montant

Brise de terre











3361











3461






3561


3 MODELISATION

31 CONTEXTE















3661




















3761























3861


I C t dtn ( )





3211 GENERALITES









3961












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4261



a b c

A 0215 0858

B 0155 0889

C 0105 0903

D 0068 0908

E 005 0914

F 0034 0908

0



a b c

A 0467 189 001

B 0103 111 0

C 0066 0915 0

D 00315 0822 0

E si x lt 1 km 00232 0745 0

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F si x gt 1 km 00312 0306 -0017





xcbxa log



4361



a b c

A 2096 08804 -0006902

B 1547 08932 -0006271

C 1033 09112 -0004845

D 6828 09112 -0004845

E 5105 09112 -0004845

F 3396 09112 -0004845



A 4179 2058 02499



B 1098 1064 001163

C 6114 09147 0

D 3038 07309 -0032

E 2114 06802 -004522

F 1372 06584 -005367





xcbxa log



4461



y (m) z (m)

A 21000101220 xx x200

B 21000101160 xx x120

C 21000101110 xx 21000201080 xx

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[m1ks] k= Kh ou Kz

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4561




[m1ks] k= Kh ou Kz

Kh Kz

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97 000 lt t lt 508 000 0463 020 1000 0500

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t gt 1 300 000 2 105 020 0500 0500












4661










4761












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C

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avec







4861




0 agrave 01 0

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kCC

0Tmax

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avec



k facteur correctif



Facteurcorrectif k

005 1

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3 051

24 036


Source ponctuelle




4961



21

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Rugositeacute




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A 0102 0140 0190 094 090 083

B 0062 0080 0110 089 085 077

C 0043 0056 0077 085 080 072

D 0029 0038 0050 081 076 068

E 0017 0023 0031 078 073 065

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3221 GENERALITES







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Rejets continus


5261
















5361



Dilution du nuage











3224 LIMITATIONS





5461




3231 GENERALITES






















5561














5661












5761
















5861


REFERENCES

Atkinson BW (1995)



Bakkum et al (1997)



Bouet R (1999)



CCPS (1996)



Crabol et al (1999)




Doury


Rapport DSN ndeg440





5961





Hug M (1975)


Edition Eyrolles

Hunt JCR (1992)



Lees F P









Mouilleau Y







6061


Mouilleau Y(1991b)




Pasquill F (1974)


1974 Ellis Horwood

Proust C (1999)



Richardson 1920



Riou Y (1989)



Turner D B (1970



Turbelin G (2000)




6161


UIC (1995)



Witlox HWM [2000]


DNV


1161





1261




1361


Gaz leacuteger

















1461















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Taille [km] 10-3 10-2 10-1 1 10 102 103 104












1961















2061


0

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-2 -15 -1 -05 0 05 1 15 2


Alti

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vitesse du vent 2i

zU

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qkgTCU

L p3

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Ainsi lorsque










2261








lt2 A A-B B F F

2-3 A-B B C E F

3-5 B B-C C D E

5-6 C C-D D D D

gt6 C D D D D






2361













2461


















2561




23 ENVIRONNEMENT








2661







1


3











2761














2861













2961


2313 OBSTACLE












3061



















3161










Terre

Brise de mer



3261



Terre


Air chaud montant

Brise de terre











3361











3461






3561


3 MODELISATION

31 CONTEXTE















3661




















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I C t dtn ( )





3211 GENERALITES









3961












2z

20

2z

20

2y

20

2x

20

zyx2

3 2)zz(

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M)tzyx(C



-

0

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4061






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4161




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cxa b



4261



a b c

A 0215 0858

B 0155 0889

C 0105 0903

D 0068 0908

E 005 0914

F 0034 0908

0



a b c

A 0467 189 001

B 0103 111 0

C 0066 0915 0

D 00315 0822 0

E si x lt 1 km 00232 0745 0

E si x gt 1 km 0148 015 -0126

F si x lt 1 km 00144 0727 0

F si x gt 1 km 00312 0306 -0017





xcbxa log



4361



a b c

A 2096 08804 -0006902

B 1547 08932 -0006271

C 1033 09112 -0004845

D 6828 09112 -0004845

E 5105 09112 -0004845

F 3396 09112 -0004845



A 4179 2058 02499



B 1098 1064 001163

C 6114 09147 0

D 3038 07309 -0032

E 2114 06802 -004522

F 1372 06584 -005367





xcbxa log



4461



y (m) z (m)

A 21000101220 xx x200

B 21000101160 xx x120

C 21000101110 xx 21000201080 xx

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E 21000101060 xx 1000301030 xx

F 21000101040 xx 10003010160 xx






hy )tA(Kz

zz )tA(




[m1ks] k= Kh ou Kz

Kh Kz

0 lt t lt 240 0405 042 0859 0814

240 lt t lt 3 280 0135 100 1130 0685

3 280 lt t lt 97 000 0135 200 1130 0500

97 000 lt t lt 508 000 0463 200 1000 0500

508 000 lt t lt 1 300 000 650 200 0824 0500

t gt 1 300 000 2 105 200 0500 0500



4561




[m1ks] k= Kh ou Kz

Kh Kz

0 lt t lt 240 0405 020 0859 0500

240 lt t lt 97 000 0135 020 1130 0500

97 000 lt t lt 508 000 0463 020 1000 0500

508 000 lt t lt 1 300 000 650 020 0824 0500

t gt 1 300 000 2 105 020 0500 0500












4661










4761












24texp

0Tmax

0Tmax

0yT

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TT

C

C

avec







4861




0 agrave 01 0

01 agrave 1 050

1 agrave 4 040

4 agrave 24 025

24 agrave 0



kCC

0Tmax

Tmax

avec



k facteur correctif



Facteurcorrectif k

005 1

025 082

1 061

3 051

24 036


Source ponctuelle




4961



21

ii

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a



212

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Rugositeacute




z xa avec x [km]



A 0102 0140 0190 094 090 083

B 0062 0080 0110 089 085 077

C 0043 0056 0077 085 080 072

D 0029 0038 0050 081 076 068

E 0017 0023 0031 078 073 065

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5061



0

0

0z

0z

zz

avec

220x530p (x en m)



0z






3221 GENERALITES







5161

















Rejets continus


5261
















5361



Dilution du nuage











3224 LIMITATIONS





5461




3231 GENERALITES






















5561














5661












5761
















5861


REFERENCES

Atkinson BW (1995)



Bakkum et al (1997)



Bouet R (1999)



CCPS (1996)



Crabol et al (1999)




Doury


Rapport DSN ndeg440





5961





Hug M (1975)


Edition Eyrolles

Hunt JCR (1992)



Lees F P









Mouilleau Y







6061


Mouilleau Y(1991b)




Pasquill F (1974)


1974 Ellis Horwood

Proust C (1999)



Richardson 1920



Riou Y (1989)



Turner D B (1970



Turbelin G (2000)




6161


UIC (1995)



Witlox HWM [2000]


DNV


1261




1361


Gaz leacuteger

















1461















1561










1661















1761

















1861



Taille [km] 10-3 10-2 10-1 1 10 102 103 104












1961















2061


0

50

100

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250

300

-2 -15 -1 -05 0 05 1 15 2


Alti

tude

[m]
















2161



vitesse du vent 2i

zU

zgR

avec






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L p3

avec









Ainsi lorsque










2261








lt2 A A-B B F F

2-3 A-B B C E F

3-5 B B-C C D E

5-6 C C-D D D D

gt6 C D D D D






2361













2461


















2561




23 ENVIRONNEMENT








2661







1


3











2761














2861













2961


2313 OBSTACLE












3061



















3161










Terre

Brise de mer



3261



Terre


Air chaud montant

Brise de terre











3361











3461






3561


3 MODELISATION

31 CONTEXTE















3661




















3761























3861


I C t dtn ( )





3211 GENERALITES









3961












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4261



a b c

A 0215 0858

B 0155 0889

C 0105 0903

D 0068 0908

E 005 0914

F 0034 0908

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a b c

A 0467 189 001

B 0103 111 0

C 0066 0915 0

D 00315 0822 0

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F si x gt 1 km 00312 0306 -0017





xcbxa log



4361



a b c

A 2096 08804 -0006902

B 1547 08932 -0006271

C 1033 09112 -0004845

D 6828 09112 -0004845

E 5105 09112 -0004845

F 3396 09112 -0004845



A 4179 2058 02499



B 1098 1064 001163

C 6114 09147 0

D 3038 07309 -0032

E 2114 06802 -004522

F 1372 06584 -005367





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4461



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[m1ks] k= Kh ou Kz

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4561




[m1ks] k= Kh ou Kz

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97 000 lt t lt 508 000 0463 020 1000 0500

508 000 lt t lt 1 300 000 650 020 0824 0500

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4661










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kCC

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Source ponctuelle




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D 0029 0038 0050 081 076 068

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3221 GENERALITES







5161

















Rejets continus


5261
















5361



Dilution du nuage











3224 LIMITATIONS





5461




3231 GENERALITES






















5561














5661












5761
















5861


REFERENCES

Atkinson BW (1995)



Bakkum et al (1997)



Bouet R (1999)



CCPS (1996)



Crabol et al (1999)




Doury


Rapport DSN ndeg440





5961





Hug M (1975)


Edition Eyrolles

Hunt JCR (1992)



Lees F P









Mouilleau Y







6061


Mouilleau Y(1991b)




Pasquill F (1974)


1974 Ellis Horwood

Proust C (1999)



Richardson 1920



Riou Y (1989)



Turner D B (1970



Turbelin G (2000)




6161


UIC (1995)



Witlox HWM [2000]


DNV


1361


Gaz leacuteger

















1461















1561










1661















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1861



Taille [km] 10-3 10-2 10-1 1 10 102 103 104












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Ainsi lorsque










2261








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2-3 A-B B C E F

3-5 B B-C C D E

5-6 C C-D D D D

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2361













2461


















2561




23 ENVIRONNEMENT








2661







1


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2761














2861













2961


2313 OBSTACLE












3061



















3161










Terre

Brise de mer



3261



Terre


Air chaud montant

Brise de terre











3361











3461






3561


3 MODELISATION

31 CONTEXTE















3661




















3761























3861


I C t dtn ( )





3211 GENERALITES









3961












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4261



a b c

A 0215 0858

B 0155 0889

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D 0068 0908

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4361



a b c

A 2096 08804 -0006902

B 1547 08932 -0006271

C 1033 09112 -0004845

D 6828 09112 -0004845

E 5105 09112 -0004845

F 3396 09112 -0004845



A 4179 2058 02499



B 1098 1064 001163

C 6114 09147 0

D 3038 07309 -0032

E 2114 06802 -004522

F 1372 06584 -005367





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4461



y (m) z (m)

A 21000101220 xx x200

B 21000101160 xx x120

C 21000101110 xx 21000201080 xx

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[m1ks] k= Kh ou Kz

Kh Kz

0 lt t lt 240 0405 042 0859 0814

240 lt t lt 3 280 0135 100 1130 0685

3 280 lt t lt 97 000 0135 200 1130 0500

97 000 lt t lt 508 000 0463 200 1000 0500

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4561




[m1ks] k= Kh ou Kz

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avec







4861




0 agrave 01 0

01 agrave 1 050

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4 agrave 24 025

24 agrave 0



kCC

0Tmax

Tmax

avec



k facteur correctif



Facteurcorrectif k

005 1

025 082

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3 051

24 036


Source ponctuelle




4961



21

ii

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Rugositeacute




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A 0102 0140 0190 094 090 083

B 0062 0080 0110 089 085 077

C 0043 0056 0077 085 080 072

D 0029 0038 0050 081 076 068

E 0017 0023 0031 078 073 065

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5061



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3221 GENERALITES







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Rejets continus


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Dilution du nuage











3224 LIMITATIONS





5461




3231 GENERALITES






















5561














5661












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5861


REFERENCES

Atkinson BW (1995)



Bakkum et al (1997)



Bouet R (1999)



CCPS (1996)



Crabol et al (1999)




Doury


Rapport DSN ndeg440





5961





Hug M (1975)


Edition Eyrolles

Hunt JCR (1992)



Lees F P









Mouilleau Y







6061


Mouilleau Y(1991b)




Pasquill F (1974)


1974 Ellis Horwood

Proust C (1999)



Richardson 1920



Riou Y (1989)



Turner D B (1970



Turbelin G (2000)




6161


UIC (1995)



Witlox HWM [2000]


DNV


1461















1561










1661















1761

















1861



Taille [km] 10-3 10-2 10-1 1 10 102 103 104












1961















2061


0

50

100

150

200

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300

-2 -15 -1 -05 0 05 1 15 2


Alti

tude

[m]
















2161



vitesse du vent 2i

zU

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avec






qkgTCU

L p3

avec









Ainsi lorsque










2261








lt2 A A-B B F F

2-3 A-B B C E F

3-5 B B-C C D E

5-6 C C-D D D D

gt6 C D D D D






2361













2461


















2561




23 ENVIRONNEMENT








2661







1


3











2761














2861













2961


2313 OBSTACLE












3061



















3161










Terre

Brise de mer



3261



Terre


Air chaud montant

Brise de terre











3361











3461






3561


3 MODELISATION

31 CONTEXTE















3661




















3761























3861


I C t dtn ( )





3211 GENERALITES









3961












2z

20

2z

20

2y

20

2x

20

zyx2

3 2)zz(

exp2

)zz(exp

2)yy(

2)utxx(

exp)2(

M)tzyx(C



-

0

0

0

zyx


-

zyx




-

z

y

x


lrsquoinstant t [m]


4061






)tt(2

ttQM 1ii

i1ii


2iz

20

2iz

20ni

1i 2iy

20

2ix

2i0

iziyix2

3i

2)zz(

exp2

)zz(exp

2)yy(

2)tt(uxx

exp)2(

M)tzyx(C






-

iz

iy

ix






4161




2z

20

2z

20

2y

20

zy 2)zz(

exp2

)zz(exp

2)yy(

expu2Q)zyx(C
















cxa b



4261



a b c

A 0215 0858

B 0155 0889

C 0105 0903

D 0068 0908

E 005 0914

F 0034 0908

0



a b c

A 0467 189 001

B 0103 111 0

C 0066 0915 0

D 00315 0822 0

E si x lt 1 km 00232 0745 0

E si x gt 1 km 0148 015 -0126

F si x lt 1 km 00144 0727 0

F si x gt 1 km 00312 0306 -0017





xcbxa log



4361



a b c

A 2096 08804 -0006902

B 1547 08932 -0006271

C 1033 09112 -0004845

D 6828 09112 -0004845

E 5105 09112 -0004845

F 3396 09112 -0004845



A 4179 2058 02499



B 1098 1064 001163

C 6114 09147 0

D 3038 07309 -0032

E 2114 06802 -004522

F 1372 06584 -005367





xcbxa log



4461



y (m) z (m)

A 21000101220 xx x200

B 21000101160 xx x120

C 21000101110 xx 21000201080 xx

D 21000101080 xx 21001501060 xx

E 21000101060 xx 1000301030 xx

F 21000101040 xx 10003010160 xx






hy )tA(Kz

zz )tA(




[m1ks] k= Kh ou Kz

Kh Kz

0 lt t lt 240 0405 042 0859 0814

240 lt t lt 3 280 0135 100 1130 0685

3 280 lt t lt 97 000 0135 200 1130 0500

97 000 lt t lt 508 000 0463 200 1000 0500

508 000 lt t lt 1 300 000 650 200 0824 0500

t gt 1 300 000 2 105 200 0500 0500



4561




[m1ks] k= Kh ou Kz

Kh Kz

0 lt t lt 240 0405 020 0859 0500

240 lt t lt 97 000 0135 020 1130 0500

97 000 lt t lt 508 000 0463 020 1000 0500

508 000 lt t lt 1 300 000 650 020 0824 0500

t gt 1 300 000 2 105 020 0500 0500












4661










4761












24texp

0Tmax

0Tmax

0yT

yT

TT

C

C

avec







4861




0 agrave 01 0

01 agrave 1 050

1 agrave 4 040

4 agrave 24 025

24 agrave 0



kCC

0Tmax

Tmax

avec



k facteur correctif



Facteurcorrectif k

005 1

025 082

1 061

3 051

24 036


Source ponctuelle




4961



21

ii

)2(

a



212

i20ii )(



Rugositeacute




z xa avec x [km]



A 0102 0140 0190 094 090 083

B 0062 0080 0110 089 085 077

C 0043 0056 0077 085 080 072

D 0029 0038 0050 081 076 068

E 0017 0023 0031 078 073 065

F 0009 0012 0017 072 067 058



5061



0

0

0z

0z

zz

avec

220x530p (x en m)



0z






3221 GENERALITES







5161

















Rejets continus


5261
















5361



Dilution du nuage











3224 LIMITATIONS





5461




3231 GENERALITES






















5561














5661












5761
















5861


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DNV

Méthodes pour l’évaluation et la prévention des risques accidentels · 2017. 6. 30. · les...

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